Les auteurs remercient les membres de l’Arctic Station pour la mise à disposition des données météorologiques dans cette étude, ainsi que le soutien d’INTERACT dans la poursuite de nos recherches au Groenland. Nous remercions enfin les deux relecteurs anonymes pour leurs commentaires qui ont contribué à améliorer ce travail.

1. Introduction

1Au cours du dernier millénaire, l’évolution des températures de l'hémisphère nord a été très contrastée et marquée par trois périodes distinctes (PAGES 2k Consortium, 2013). La première est communément appelée l’Optimum Climatique Médiéval (OCM) qui commence quelques décennies avant l’an 1000 et s’étend jusqu’au milieu du XIII^e siècle (GIEC, 2013 ; Solomina et al., 2015). À cette époque, les températures annuelles atteignent des valeurs comparables à celles du début du XXe siècle (Vinther, 2011). Les glaciers alpins, dont l’évolution dépend largement des températures estivales, connaissent un très net retrait de leurs marges (Holzhauser et al., 2005 ; Solomina et al., 2016).

2À cette période chaude succède le Petit Âge Glaciaire (PAG) au cours duquel les températures moyennes annuelles sont environ 0,5°C plus basses que celles du XX^e siècle avec deux pics de froid très marqués au milieu des XVIII^e et XIX^e siècles en Europe. Les étés pluvieux et les hivers rigoureux se succèdent au point d’être retranscrits dans de nombreuses archives historiques (Le Roy Ladurie, 1967). Les glaciers sont en crue (Solomina et al., 2016) et leurs avancées sont décrites en France, par exemple, dans les registres paroissiaux (Le Roy Ladurie, 1967). Cette phase de crue glaciaire observée dans la plupart des régions du monde est une des plus importantes au cours des 10 000 dernières années (Solomina et al., 2015). Elle prend fin vers la fin du XIX^e siècle ou au début du XX^e siècle au cours duquel les températures vont augmenter fortement (+0,85°C). Particulièrement à partir des années 1980 (GIEC, 2013 ; PAGES 2k Consortium, 2017) et ainsi définir la dernière période (Abram et al., 2016) pendant laquelle les glaciers connaissent un retrait spectaculaire dans tout l’hémisphère nord (Francou et Vincent, 2007).

3Mais cette évolution globale des températures dans l’hémisphère nord au cours du dernier millénaire masque une importante variabilité régionale. Les températures d’été des régions situées entre 60°N et 80°N sont plus basses que celles des régions situées sous le cercle polaire durant l’OCM, tandis que le réchauffement actuel y est plus prononcé (Kaufman et al., 2009 ; Abram et al., 2016). Les extensions glaciaires passées reflètent assez bien cette variabilité régionale des températures au‑dessus de 60°N. C’est le cas pour l’ouest du Groenland, où des recherches récentes ont montré que les glaciers avaient enregistré une avancée glaciaire à la fin de l’OCM au moins aussi importante qu’au PAG (Young et al., 2015 ; Jomelli et al., 2016). Au vu de la sensibilité des glaciers à la température, ces avancées suggèrent un refroidissement conséquent à la fin de l’OCM qui reste encore énigmatique.

4Dans l’ouest du Groenland, les reconstitutions de températures atmosphériques à l’OCM sont encore peu nombreuses. La principale information est issue de l’étude des variations isotopiques des carottes de glace au centre de la calotte à des altitudes supérieures à 1 500 m dans le cadre du (i) Greenland Ice Core Project Members (GRIP, 1993), (ii) North Greenland Ice Core Project Members (North GRIP, 2004), et (iii) Greenland Ice Sheet Project 2 - GISP2 (Mayewski et al., 1993). Celles‑ci indiquent des températures globalement plus élevées à l’OCM qu’au PAG avec cependant des refroidissements pluri‑décennaux d’amplitude parfois supérieure à 1,5°C pendant l’OCM. A de plus basses latitudes et altitudes, des reconstitutions de température ont été réalisées à partir de sédiments lacustres à proximité de Kangerlussuaq, dans l’ouest du Groenland. Elles indiquent une augmentation des températures vers 850 AD, suivie d’un refroidissement abrupt et persistant entre 1100 AD et 1250 AD. Cependant, cet enregistrement montre également une forte variabilité pluri‑décennale proche de 4°C sur cette période qui diffère de la plus faible variabilité des températures dans les reconstitutions issues des carottes de glace (Vinther et al., 2009). Au sud du Groenland, a environ 700 km de Kangerlussuaq, des données palynologiques et des reconstitutions de températures à partir de sédiments lacustres mettent en évidence une période chaude à l’OCM caractérisée par des températures estivales d’environ 0,5°C plus chaudes qu’au PAG (Massa et al., 2012 ; Millet et al., 2014), qui aurait favorisé la colonisation des Vikings (Antunes et al., 2014).

5Au vu de cette forte variabilité spatio‑temporelle des températures à l’OCM, il semble nécessaire de poursuivre d’autres investigations au Groenland. Il existe sur cette île largement couverte par la glace de nombreuses moraines à l’aval des fronts actuels des glaciers de montagne qui témoignent d’extensions glaciaires passées (Kelly et Lowell, 2009 ; Levy et al., 2014 ; Winsor et al., 2014). Ces moraines peuvent être utilisées pour contraindre des reconstitutions climatiques issues de modèles glaciologiques (Blard et al., 2007 ; Jomelli et al., 2011).

6L’objectif principal de cet article est de proposer une estimation des températures pouvant rendre compte d’une extension glaciaire formée à la fin de l’OCM par le glacier du Lyngmarksbræen, situé sur l’île de Disko (Ouest Groenland) en utilisant un modèle glaciologique de type degré‑jour (Braithwaite, 1995, 2011), combiné à un automate cellulaire (Harper et Humphrey, 2003) permettant une modélisation simplifiée de l’écoulement de la glace. Cette analyse s’appuie sur une chronologie des moraines du glacier déterminée par Jomelli et al. (2016) à partir de datations cosmogéniques. Des simulations du bilan de masse en fonction de différents scénarios climatiques sont proposées, pouvant expliquer l’extension du glacier à la fin de l’OCM sur l’île de Disko. Des tests de sensibilité sont ensuite réalisés afin de discuter des incertitudes associées à ces estimations de températures.

2. Contexte de l’étude

2.1. Secteur de l’étude : la vallée du Lyngmarksbraeen

7Dans cet article nous étudions la vallée du Lyngmarksbræen, éponyme du glacier situé en amont. Le front du glacier est relativement stable depuis 2012 et se situe à environ 600 m d’altitude. En aval du front actuel on distingue une petite dizaine de cordons morainiques témoignant d’extensions glaciaires passées plus importantes (fig. 1).

8La zone d’étude se situe plus au nord‑ouest du fjord d’Ilulissat au Groenland, sur l’île de Disko (fig. 2A). Le climat de cette région est défini comme polaire maritime, tandis que la partie centrale et le nord‑est de l'île ont un climat plus continental (Humlum, 1998). Une station météorologique installée dans les années 1990 fait état d’un cumul annuel de précipitation de 436 mm et d’une température moyenne annuelle avoisinant ‑5°C (Hansen et al., 2006). Ces valeurs sont comparables à celles mesurées à la station météorologique de référence d’Ilulissat installée à la fin du XIX^e siècle (Box, 2002 ; Mernild et al., 2014).

9Près de 1 000 glaciers ont été recensés sur Disko, couvrant environ 20 % (1 610 km²) de la superficie totale de l'île à la fin du XX^e siècle (Humlum, 1998 ; Yde et Knudsen, 2007). Le substrat est issu d’écoulements volcaniques formant des empilements de basaltes lithologiquement uniformes (Larsen et Pedersen, 2009). Le site d’étude du Lyngmarksbræen est constitué d’une petite calotte de 32 km² au sud de l'île, au nord de la ville de Qeqertarsuaq, qui recouvre un plateau basaltique dont le point culminant atteint 982 m d’altitude (Ingolfsson et al., 1990) (fig. 2B). Cette étude se concentre sur le glacier nord‑est du Lyngmarksbræen au nord de Blæsdalen (69,36°N ; 53,51°O) caractérisée par un fond de vallée non végétalisé.

2.2. Évolution du glacier au cours du dernier millénaire

10La reconstitution des fluctuations glaciaires de la vallée du Lyngmarksbræen repose sur des datations cosmogéniques (utilisation de l’isotope ³⁶Cl) de quatre moraines dont les trois plus récentes datent du dernier millénaire (Jomelli et al., 2016) (fig. 2C). L'étendue maximale passée du glacier de Lyngmarksbræen au cours du dernier millénaire est en effet indiquée par un emboitement de moraines de 2 à 10 m de haut situées à 1,7 km du front glaciaire actuel à 416 m d’altitude et distantes les unes des autres de quelques dizaines de mètres. Ces moraines emboitées M2, M3 et M4 sont respectivement datées à 1200 ± 130 AD, 1450 ± 90 AD et 1720 ± 60 AD. L’avancée glaciaire enregistrée par la moraine M2 correspond à la fin de l’OCM. Les moraines qui auraient pu être déposées entre 1200 AD et 1720 AD ont été démantelées par les avancées glaciaires du PAG (M3, M4) qui ont été d’une intensité proche de celle de la fin de l’OCM. Après ~1750 AD, le glacier a connu un retrait d’un peu plus d’un kilomètre jusqu’à son front actuel, entrecoupé de périodes de stabilisation ou d’avancées de faible amplitude.

3. Méthodes

3.1. L’extension de référence

11Notre approche a consisté à utiliser un modèle glaciologique couplé à une routine simulant l’écoulement de la glace. Ce modèle glaciologique a été forcé par des précipitations et des températures provenant de la station météorologique de référence de Qeqertarsuaq sur l’île de Disko et des gradients de températures et de précipitations déterminés par le Modèle Atmosphérique Régional (MAR) présenté au chapitre suivant. Ce modèle est spécialement développé pour simuler le bilan de masse en surface du Groenland et simuler une série de paléo‑extensions du glacier et des changements de la ligne d’équilibre glaciaire (LEG) qui y sont associés (Gallée et Schayes, 1994 ; Braithwaite et Raper, 2007 ; Fettweis et al., 2017).

12Dans cette étude, nous avons appliqué le modèle à l’extension maximale du début du dernier millénaire datée par Jomelli et al. (2016) de 1200 ± 130 AD car le front de la moraine formée lors de cette avancée est bien conservé et se distingue des autres moraines emboitées formées pendant le PAG.

3.2. Le modèle glaciologique

3.2.1. Fonctionnement du modèle glaciologique degré‑jour

13Pour estimer des conditions climatiques pouvant rendre compte de l’extension du glacier au début du dernier millénaire, nous avons appliqué un modèle glaciologique dit degré‑jour (en anglais Positive Degree‑Day ou PDD) fondé sur le fait que la fonte des glaciers se produit lorsque la température de l'air dépasse le point de fusion (Braithwaite, 1985, 1995 ; Greuell et Genthon, 2003). Ainsi l’ablation est proportionnelle à la durée pendant laquelle la température est supérieure à 0°C (Olesen et Braithwaite, 1989). Ce type de modèle est largement utilisé car les variables climatiques d’entrées du modèle sont limitées à la température (proche de la surface) et aux précipitations (Gerbaux, 2005 ; Six et al., 2009 ; Jomelli et al., 2011 ; Charbit et al., 2013 ; Favier et al., 2016), contrairement aux modélisations plus complexes de type bilan d’énergie de surface (Favier et al., 2011 ; Gabbi et al., 2014). Le modèle fonctionne de la façon suivante. Le taux d’accumulation est calculé en fonction des précipitations mensuelles, d’une température limite pluie/neige (ici 1°C) et des températures mensuelles. Le taux d’ablation est calculé en fonction d’un paramètre de fonte, ou facteur degré‑jour, qui représente le volume de neige et de glace fondu lorsque la température est positive. La différence entre l’accumulation et l’ablation génère un bilan de masse annuel exprimé en m équivalent en eau (éq. eau/an), associé à une altitude de la LEG calculée selon la méthode AAR 0,65 (fig. 3). L’accumulation et l’ablation sont également reliées à un gradient de température de l’air. Un automate cellulaire appliqué à un MNT (Modèle Numérique de Terrain) permet ensuite de simuler l’extension passée du glacier.

14Les valeurs d’ablation du modèle degré‑jour dépendent largement des facteurs de fonte et du gradient de température (Langebroek et Nisancioglu, 2016), raison pour laquelle nous avons utilisé des valeurs déjà mesurées sur le terrain. Les paramètres de fonte du modèle glaciologique ont été choisis à partir de données issues de travaux réalisés au Groenland par Braithwaite (1995) qui proposait une valeur de 8,9 mm/j/°C pour la glace et de 4,5 mm/j/ °C pour la neige. Ne disposant pas de mesures glaciologiques sur le site même, nous avons validé les valeurs d’ablation avec celles du modèle de circulation régionale MAR. Le MAR fournit non seulement une climatologie du site d’étude permettant de déterminer des gradients de précipitation et de température mais aussi un bilan de masse de surface (BMS) et un bilan d’énergie en chaque point de sa grille. Le choix du modèle MAR repose sur le fait qu’il s’agit du modèle de référence pour la calotte du Groenland. Ce modèle est ainsi très largement utilisé par la communauté scientifique au Groenland (Fettweis et al., 2017). La validation des paramètres de fonte a été effectuée sur la calotte, à la latitude d’Ilulissat, et non sur l’île de Disko, car la topographie de l’île utilisée dans le MAR à la résolution de 7,5 km n’est pas représentative du sommet du glacier Lyngmarksbræen, contrairement à celle de la calotte groenlandaise.

15Le MAR est un modèle climatique hydrostatique, à aire limitée, couplé à un schéma de neige/surface (1D) nommé SISVAT (Soil Ice Snow Vegetation Atmosphere Transfer). La paramétrisation des flux énergétiques sous‑maille, de la microphysique nuageuse, des équations de conservation des concentrations en gouttelettes des nuages, des gouttes d’eau, des cristaux de glace nuageux et des cristaux de neige ainsi que les schémas convectif et radiatif sont présentés en détail dans l’article de Gallée et Schayes (1994).

16Le modèle MAR est forcé à ses frontières par des champs météorologiques (température, humidité, vent, pression) issus de ré‑analyses du CEPMMT (ERA‑Interim) entre 1979 et 2017 (Uppala et al., 2008). Les conditions océaniques dans le MAR (température de surface et étendue de glace de mer) sont aussi issues des ré‑analyses. Les simulations ont été réalisées à une résolution de 7,5 km et la topographie de la surface est issue du modèle topographique global ETOPO1 d’une résolution de 1 arc‑minute (Amante et Eakins, 2009). Ces données sont disponibles sur le site internet (ftp://ftp.climato.be/​fettweis/​MARv3.7/​).

3.2.2. Calibration des précipitations à partir de la station météorologique d’Ilulissat et du MAR

17Pour s’assurer du bon fonctionnement du modèle degré‑jour, nous avons réalisé une validation des paramètres de fonte sur la calotte du Groenland à la latitude d’Ilulissat. Dans un premier temps, nous avons calculé un BMS de la calotte à Ilulissat avec le modèle degré‑jour, en utilisant les données de température et de précipitation de la station météorologique de la ville d’Ilulissat (altitude de 37 m) et les paramètres de fonte proposés par Braithwaite (1995). Pour évaluer l’évolution du BMS avec l’altitude, les gradients de précipitation (353 mm/km) et de température (6°C/km) ont été déduits des sorties du MAR sur cette même zone. La bonne correspondance entre le BMS du modèle degré‑jour et le BMS du MAR dans cette région permet de montrer que les paramètres du modèle degré‑jour sont cohérents avec les conditions d’ablation de la zone (fig. 3). Pour les simulations sur le glacier du Lyngmarksbræen, nous avons tout d’abord utilisé les précipitations (436 mm – bilan pluviométrique annuel) et les températures mensuelles mesurées sur l’île de Disko à la station météorologique de l’Arctic Station à Qeqertarsuaq (24 m d’altitude) disponible depuis 1990 (Nielsen et al., 1995 ; Hansen et al., 2006) ainsi que les gradients de précipitation (560 mm/km) et de température (6°C/km) fournis par le MAR dans ce secteur. Cependant une telle modélisation ne permet pas de reproduire le glacier étudié, avec une position du front à 600 m d’altitude, car la LEG calculée (930 m) indique que le glacier ne devrait subsister qu’à proximité du sommet. Le vent d’ouest produit en effet une forte suraccumulation à l’est visible sur le terrain, due à la présence de corniches. Cette dissymétrie d’accumulation est également attestée par la différence d’altitude des fronts des glaciers entre les versants est et ouest des sommets de l’île de Disko. Afin de reproduire la position du front du glacier de Lyngmarksbræen, nous constatons qu’une augmentation de 40 % des précipitations est nécessaire par rapport à celles mesurées à la station de Qeqertarsuaq. Dans la suite de l’article, nous évaluons l’impact du choix de ces corrections sur nos reconstitutions paléo‑climatiques.

3.3. La création d’un modèle numérique de terrain par interférométrie radar

18Ne disposant pas d’un modèle numérique de terrain (MNT) représentant le relief du glacier du Lyngmarksbræen requis pour l’application du modèle glaciologique, nous avons réalisé un MNT par interférométrie radar (Graham, 1974 ; Hachemi, 2009). Le principe de l'interférométrie radar est fondé sur l'exploitation de différences maîtrisables entre au moins deux images radar (Bamler et Hartl, 1998). Un radar est avant tout un moyen de mesurer la distance entre le capteur et des objets. Chaque distance correspond à l’information de la phase. Dans l'interférométrie radar, la différence de phase constitue un nouveau type d'image appelé interférogramme constitué de franges. Chaque frange correspond à un changement d'altitude (Bamler et Hartl, 1998). L’analyse d’interférogrammes, à partir des images radars acquises, permet de constituer un MNT pour notre zone d’étude. Le travail a été réalisé à partir d’images d’un satellite de l’Agence Spatiale Européenne (ESA) : Sentinel‑1A, équipé d’un radar à synthèse d’ouverture (SAR - Synthetic Aperture Radar) qui fonctionne en bande‑C (Torres et al., 2012). Nous obtenons un MNT de l’île de Disko avec ré‑échantillonnage de 25 m.

3.4. Tests de sensibilité

19Le modèle degré‑jour permet, pour un climat actuel, de simuler l’état du glacier. Dans notre cas, la principale incertitude concerne les cumuls de précipitation. C’est pourquoi nous avons étudié en fin d’article l’influence de cette incertitude sur nos résultats. Néanmoins, ces résultats dépendent aussi du jeu des paramètres de fonte et du gradient de température utilisés pour le modèle degré‑jour. Bien que les paramètres les plus probables et les mieux validés soient ceux utilisés précédemment, d’autres valeurs de paramètres ont été testées. Nous avons pris ici uniquement les jeux de valeurs disponibles dans la littérature pour des latitudes similaires (Wallace et Hobbs, 1977 ; Gardner et al., 2009 ; Braithwaite et Zhang, 2000). Ces différents paramètres jouant indépendamment sur le BMS, ceux‑ci ont donc été modifiés en veillant à maintenir le glacier à l’équilibre actuellement. Nous avons ensuite réévalué les températures nécessaires à la mise en place de la moraine de l’OCM pour chaque jeu de paramètres.

4. Résultats

4.1. Simulation du glacier actuel à l’aide du modèle degré‑jour

20Le modèle degré‑jour forcé par les précipitations (augmentées de 40 % rappelons-le) et les températures mesurées sur l’île de Disko, toutes deux affectées par un gradient altitudinal déterminé par le MAR, permet avec succès de simuler l’état actuel du glacier. Le modèle permet aussi de fixer une LEG à 860 m d’altitude ainsi qu’un front actuel proche de 600 m d’altitude comparables aux observations de terrain réalisées en 2012 (fig. 4A).

4.2. Simulation de l’extension du début du dernier millénaire

21Dans le but de simuler un « paléo‑bilan de masse », nous avons ensuite réalisé un calcul au pas de temps annuel avec une durée de simulation correspondant à l’âge des moraines, soit environ 700 ans. En modifiant les données climatiques actuelles (par exemple un refroidissement ou une augmentation des précipitations), l’approche a consisté à simuler un bilan de masse en surface qui, combiné à l’automate cellulaire, permet de positionner un front dont l’altitude correspond à la moraine du début du dernier millénaire pour notre analyse (ici 416 m d’altitude, altitude mesurée sur le terrain).

22Cependant le modèle ne fournit pas une solution « paléo‑climatique » unique, car il existe de nombreuses combinaisons possibles de température/ précipitations qui peuvent engendrer un front à 416 m d’altitude et une LEG associée à 650 m d’altitude (fig. 4B). Nous avons donc recherché plusieurs scénarios possibles pouvant rendre compte de ces caractéristiques glaciologiques (tab.1) en nous appuyant sur les proxies disponibles à proximité de notre zone d’étude. Deux hypothèses opposées d’évolution des températures ont été testées : d’une part une augmentation des températures comprise entre 0,1°C et 1°C par rapport au climat actuel, conforme à la reconstitution de températures à l’échelle hémisphérique au cours de l’OCM (PAGES 2k Consortium, 2013), et d’autre part une diminution des températures comprise entre ‑0,5°C et ‑3°C, comme le suggèrent les reconstitutions de températures réalisées à partir de sédiments lacustres à 250 km au sud de Disko pour cette période (D’Andrea et al., 2011).

23Les résultats montrent que si l’on considère des températures comparables ou plus élevées qu’actuellement, une augmentation des précipitations comprise entre 130 % et 270 % par rapport à l’actuel serait nécessaire pour que le glacier atteigne la moraine M2 (tab. 1) ce qui reste improbable au vue des mesures d’accumulation réalisées sur la calotte. À l’inverse, une diminution de 3°C devrait être accompagnée d’une diminution des précipitations de 75 %, hypothèse également peu probable.

24Nous avons, par ailleurs, considéré comme probable une variation de ± 10% des précipitations par rapport à l’actuel. En effet, des taux d’accumulation annuels couvrant le dernier millénaire ont été déterminés à partir de l’analyse de plusieurs carottes glaciaires du Groenland (Andersen et al., 2006). Celles‑ci ne montrent pas de tendance à l’échelle du dernier millénaire. Cependant des variations pluri‑décennales de ± 10% sont visibles (Andersen et al., 2006). Ceci suggère que les conditions de précipitations pluri‑centennales sont restées relativement stables au cours du dernier millénaire et n’ont pas été le facteur déterminant dans la fluctuation des glaciers.

25Ainsi, en considérant une variation des précipitations de plus ou moins 10 % par rapport à l’actuel, une diminution des températures comprise entre ‑1,3°C et ‑1,6°C permet de créer le front de la moraine M2 à 416 m d’altitude (tab. 1), en accord avec les observations de terrain.

5. Discussion

5.1. Des conditions climatiques contradictoires à l’OCM selon les proxies

26Les résultats précédents suggèrent une diminution des températures à la fin de l’OCM comprise entre ‑1,3 et ‑1,6°C par rapport aux dernières décennies en supposant une variation des précipitations de l’ordre de ± 10 % (après correction des valeurs initiales mesurées à la station). Ces simulations montrent donc que la fin de l’OCM a été marquée par des coups de froid pluri‑décennaux suffisamment intenses pour provoquer une avancée majeure du glacier du Lyngmarksbræen sur l’île de Disko, phases froides qui ne semblent pas être transcrites dans les reconstitutions de températures réalisées à différentes échelles de l’hémisphère nord (fig. 5) (Kobashi et al., 2008 ; Kaufman et al., 2009 ; PAGES 2k Consortium, 2013). Ce refroidissement local semble cohérent avec ce qui a été décrit à partir de données lacustres à 250 km au sud de Disko à proximité de Kangerlussuaq (D’Andrea et al., 2011). Rappelons toutefois que cette reconstruction porte sur des températures estivales et que le refroidissement survenu vers 1100 AD est plus marqué à proximité de Kangerlussuaq que ce qui a été déterminé par le modèle glaciologique pour l’île de Disko à la fin de l’OCM (fig. 5D).

5.2. L’influence des paramètres glaciologiques et climatiques sur les résultats

27Les estimations de températures à partir du modèle degré‑jour étant dépendantes des paramètres d’entrée du modèle, nous avons cherché à estimer leur influence sur les résultats en procédant à des tests de sensibilité sur le poids prépondérant des facteurs de fonte, du gradient de température de l’air et de la précipitation. Pour maintenir un glacier actuel à l’équilibre et le front à l’altitude mesurée sur le terrain, la modification d’un des paramètres évoqués ci‑dessus nécessite de modifier un ou plusieurs autres facteurs également. Selon cette approche, nous avons réalisé des tests (tab. 2) avec un gradient de température (GT) de 4,9°C/km correspondant au GT utilisé au Canada par Gardner et al. (2009) pour les scénarios n et o, mais aussi avec un GT global de 6,5°C/km retenu par Wallace et Hobbs (1977) pour le scénario a. En d’autres termes, en utilisant un gradient de 6,5°C/km (au lieu de 6°C/km dans les résultats précédents) et les précipitations non corrigées de la station de Disko (scénario a) le glacier actuel est maintenu à l’équilibre. En utilisant ces paramètres pour simuler le glacier à la fin de l’OCM on obtient une paléo‑température de ‑1,55°C en considérant les précipitations identiques à celles d’aujourd’hui. Nous avons réalisé des tests avec d’autres facteurs de fonte locaux recensés par Braithwaite et Zhang (2000) dans l’ouest du Groenland (scénarios e, f, k). Enfin l’impact des incertitudes associées aux précipitations (scénarios b, c, d, g, h, i, j, l, m) a également été analysé.

28Les connaissances actuelles sur l’évolution des facteurs de fonte dans le temps sont encore limitées car difficiles à déterminer avec précision. Aujourd’hui il n’existe pas encore de consensus, les analyses montrant des résultats contradictoires sur la variabilité de ce paramètre et son influence sur les reconstitutions (Vincent et al., 2005 ; Huss et al., 2009 ; Langebroek et Nisancioglu, 2016). Huss et al. (2009) déduisent de mesures climatologiques réalisées à haute altitude, une évolution du facteur de fonte pour la neige au cours des soixante‑dix dernières années. Il reste stable jusque dans les années 1970 puis baisse d’environ 7 % par décennie jusque dans les années 2000 en raison d’une augmentation de la radiation solaire. Cependant Vincent et al. (2005) parviennent à simuler une extension de trois glaciers français comparable à celle décrite par les cartes du XIX^e siècle en gardant cette fois un facteur de fonte constant sur l’ensemble de la période. Enfin, notons que l’amplitude de la variation des facteurs de fonte considérés dans le Tableau 2 est supérieure à celle identifié par Huss et al. (2009). Des études réalisées dans les Alpes ont également montré que ces paramètres pouvaient varier spatialement de façon importante selon la topographie (exposition, pente) et les fluctuations du rayonnement solaire (Quervain, 1979 ; Six et al., 2009 ; Hock, 2003 ; Braithwaite, 2011 ; Six et Vincent, 2014). Cependant, les tests précédents réalisés avec l’hypothèse d’un glacier actuel à l’équilibre montrent une influence relativement faible de la variation des facteurs de fonte.

5.3. Les températures estimées à la fin de l’OCM et au PAG

29Le scénario climatique que nous avons proposé dans cet article s’appuie sur l’extension du glacier contrainte par la moraine M2. Celle‑ci aurait donc été formée au cours d’une période plus froide de ‑1,3°C à ‑1,6°C par rapport aux dernières décennies actuelles. Cette période plus froide se caractérise par une durée suffisamment longue, sans doute pluri‑décennale, pour générer des bilans de masse positifs et provoquer une avancée de sa langue terminale jusqu’à une altitude de 416 m. Deux autres moraines emboitées dans M2 se sont formées au cours du PAG (M3 et M4 respectivement datées à 1640 et 1720 AD) qui suggèrent des conditions climatiques assez comparables à celles proposées pour M2. Ces moraines M3 et M4 sont, elles, synchrones avec des anomalies de températures brutales bien connues dans la littérature (PAGES 2k Consortium, 2013 ; Solomina et al., 2016). Ces estimations de températures réalisées à partir du glacier de Lyngmarksbræen suggèrent donc des anomalies de température à la fin de l’OCM d’amplitude comparable à celles du PAG sur l’île de Disko. Cette hypothèse est comparable aux résultats récents visant à documenter la variabilité spatio‑temporelle des températures en Europe de l’Ouest pendant le dernier millénaire (Moreno‑Chamarro et al., 2017). Les auteurs mettent en évidence non seulement de forts contrastes régionaux parfois supérieurs à 2°C mais également des anomalies de températures d’intensité similaire pour les deux périodes (OCM, PAG). En d’autres termes, l’Europe a également connu, au Moyen Âge, des baisses brutales de températures pouvant dépasser 2°C au cours des deux périodes. En outre, les conditions paléo‑océaniques dans l’Atlantique Nord n’ont pas favorisé une très forte concentration en glace de mer au voisinage de Disko au PAG par rapport à la fin de l’OCM (Moreno‑Chamarro et al., 2017). Ces éléments confortent donc l’hypothèse d’une forte variabilité climatique régionale au cours du dernier millénaire.

Conclusion

30Les études sur la reconstitution du climat du dernier millénaire sont peu nombreuses pour les hautes latitudes de l’hémisphère nord. C’est pourquoi ce travail s’est appuyé sur l’utilisation d’un modèle glaciologique de type degré‑jour et la localisation des moraines de la vallée du Lyngmarksbræen pour proposer des conditions de températures à la fin de l’OCM sur l’île de Disko dans l’ouest du Groenland. Les résultats montrent un refroidissement compris entre ‑1,3°C et ‑1,6°C par rapport à l’actuel à la fin de l’OCM. Nous avons également exploré la sensibilité des simulations acquises avec le modèle glaciologique degré‑jour en réalisant des tests sur le facteur de fonte, le gradient de température de l’air et les précipitations. Les tests montrent que si les paramètres glaciologiques et climatiques ont pu être différents de ceux déterminés sur le terrain ou par le MAR au cours du dernier millénaire, leur influence sur les estimations de températures est faible. En outre, au vu de la disposition des autres moraines sur le site étudié et des récentes études sur la variabilité régionale des températures au PAG, il est possible que des conditions climatiques aient été relativement similaires à la fin de l’OCM et au PAG dans cette région. Cette étude met en avant la complexité des reconstitutions climatiques du dernier millénaire et la nécessité de poursuivre les recherches dans cette voie pour mieux appréhender l’hétérogénéité spatiale du climat au Groenland. Avec l’appui du MAR pour déterminer les facteurs climatiques et glaciologiques locaux, le modèle glaciologique de type degré‑jour reste un modèle robuste et facilement utilisable pour la modélisation de bilan de masse et la détermination de conditions de température dans le temps.