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Reconstruction du climat et de l’environnement des derniers 800 000 ans à partir des carottes de glace – variabilité orbitale et millénaire.

Reconstruction of climate and environment of the last 800 000 years from ice cores – orbital and millenial variability
Amaëlle Landais
p. 197-212

Résumés

Au cours des 40 dernières années, la recherche sur les carottes de glace a produit des résultats de référence pour l’évolution de la température polaire et de la composition atmosphérique au cours des 800 000 dernières années sur les échelles de temps orbitales et millénaires. Plus récemment, des progrès ont été faits dans la datation cohérente des carottes de glace en intégrant des marqueurs stratigraphiques et une méthode d’analyse bayésienne. Ces progrès permettent de compiler facilement les différents enregistrements issus des carottes de glace. Les avancées récentes dans l’analyse et la datation des carottes de glace ont permis de mieux documenter le déphasage entre augmentation de température et augmentation de concentration de dioxyde de carbone dans l’atmosphère. Lors des deux dernières déglaciations, il est maintenant établi que les augmentations initiales de concentration atmosphérique en dioxyde de carbone et température antarctique sont synchrones à ± 200 ans. Les mesures à haute résolution dans les carottes de glace et les efforts de datation relative entre Groenland et Antarctique permettent d’étudier les processus à l’œuvre lors de la variabilité millénaire de la dernière période glaciaire. En plus du phénomène de bascule bipolaire, il a été mis en évidence récemment une variabilité climatique régionale en Antarctique lors de ces événements millénaires. Enfin, les carottes de glace apportent aussi des informations pertinentes pour l’étude du système couplé climat – calotte de glace dans un contexte de température plus élevée. Les reconstructions récentes du dernier interglaciaire à partir des carottes de glace groenlandaises indiquent en effet une température d’environ 8°C plus élevée qu’à l’actuel au Groenland.

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Texte intégral

Ce manuscrit de revue a bénéficié des interactions étroites entre les différents acteurs de la recherche sur les carottes de glace en France (LSCE, LGGE et CEREGE) et à l’étranger. Bruno Malaizé et un relecteur anonyme ont permis d’améliorer une version préliminaire. Je remercie aussi Julie Dabkowski qui a motivé l’écriture de cet article. Une partie de la recherche et l’écriture de ce papier de revue ont bénéficié de financement du European Research Council dans le cadre du programme FP7/2007-2013 / ERC grand agreement n°306045.

1 - Introduction

1Depuis un demi-siècle, les carottes de glace forées en Antarctique et au Groenland (fig. 1) ont permis de documenter la variabilité passée du climat et de l’environnement. L’enregistrement le plus ancien remonte à 800 000 ans avant aujourd’hui sur le site EPICA Dome C (EDC) en Antarctique de l’Est (EPICA comm. members, 2004). Les carottes de glace sont des archives climatiques de choix présentant une grande résolution temporelle (possibilité de compter les couches annuelles sur le dernier cycle climatique dans les carottes de glace groenlandaises) et un enregistrement unique de la composition de l’atmosphère du passé grâce aux bulles d’air piégées dans la glace.

2De multiples paramètres sont mesurés dans les carottes de glace : certains dans la phase glace (e.g. isotopes de l’eau pour la reconstruction de la température ; composition chimique et poussières pour contraindre les phénomènes de transport atmosphérique et les régions sources, …), d’autres dans la phase gaz (e.g. concentration de gaz à effet de serre tels que méthane, dioxyde de carbone ; isotopes de l’azote et de l’argon pour les quantifications de variations abruptes de température ; …). Certains de ces paramètres permettent de reconstruire des changements climatiques locaux (e.g. δ15N et δ40Ar dans l’air et δ18O de l’eau pour la température) alors que d’autres vont refléter des changements plus globaux (e.g. concentrations ou rapports isotopiques de méthane, dioxyde de carbone) ou bien enregistrer des changements liés aux plus basses latitudes (e.g. composition chimique reflétant le transport atmosphérique, combinaisons de rapports isotopiques de l’eau tels le d‑excess = δD ‑ 8 δ18O ou le 17O-excess = ln(δ17O+1) - 0,528ln(δ18O + 1) indiquant les conditions climatiques sur les régions océaniques, sources d’évaporation des masses d’eau qui vont être distillées jusqu’aux pôles).

3Les carottes de glace polaires permettent donc de décrire avec une haute résolution temporelle des changements climatiques et environnementaux aux hautes latitudes avec un lien vers les latitudes plus basses. Afin de faire le lien entre les carottes de glace, dont certains enregistrements sont souvent utilisés comme des références, et les autres archives climatiques, il est nécessaire de s’appuyer sur une datation la plus précise possible. C’est pour cette raison que la première partie de ce manuscrit est consacrée aux méthodes de datation dans les carottes de glace. Suite à ce préambule, cet article présente l’utilisation des carottes de glace pour l’étude de la variabilité Glaciaire-Interglaciaire avec une section centrée sur la séquence des événements entre changement de composition atmosphérique et changement de température lors des déglaciations. Ensuite, il introduit l’enregistrement de la variabilité millénaire de la dernière période glaciaire à partir d’enregistrements dans les carottes groenlandaises ainsi que le lien entre variabilité millénaire au Groenland et en Antarctique grâce à une échelle de temps commune. Enfin, suite à la journée AFEQ-CNF INQUA dédiée à l’étude des périodes interglaciaires (Novembre 2014), la dernière partie de ce manuscrit est une description de l’évolution de la température polaire lors du dernier Interglaciaire à partir des carottes de glace antarctique et groenlandaise.

Fig. 1 : Emplacement des différents sites de forage en Antarctique.

Fig. 1 : Emplacement des différents sites de forage en Antarctique.

Les ellipses noires indiquent les régions avec peu de forages

2 - Datation

4Peu de méthodes de datation absolue sont actuellement accessibles pour les carottes de glace malgré certains développements prometteurs sur l’utilisation du 14C (Petrenko et al., 2008), du rapport 40Ar/39Ar et de l’U/Th sur certains tephras (Dunbar et al., 2008 ; Aciego et al., 2011). Au Groenland cependant, grâce à un taux d’accumulation relativement élevé (plus de 20 cm de glace par an), il est possible de repérer les cycles annuels sur les profils de composition chimique, d’isotopes de l’eau ou de conductivité électrique. Un important travail de comptage de cycles annuels sur la carotte Groenlandaise de NGRIP a ainsi permis d’obtenir une datation absolue de cette carotte jusqu’à 60 ka (milliers d’années avant aujourd’hui) avec une incertitude maximale atteignant 2 ka à 60 ka (Rasmussen et al., 2006 ; Svensson et al., 2008). Ce travail de comptage de couches est poursuivi actuellement pour la partie la plus profonde de la carotte de NGRIP datée d’environ 120 ka et pour la nouvelle carotte Groenlandaise de NEEM. En plus de ce comptage de couches, quelques horizons repère permettent d’attribuer des âges absolus dans les carottes de glace, notamment l’enregistrement d’événements magnétiques importants (événement de Laschamp à 41 ka, événement de Brunes-Matuyama à 780 ka) par des modifications de la concentration en 10Be dans la glace (Yiou et al., 1997). Enfin, certaines éruptions volcaniques majeures datées sur la période récente permettent d’attribuer une date à des pics enregistrés dans la composition chimique (Ferris et al., 2011).

5De façon similaire à ce qui a été initié dans le domaine marin (e.g. Imbrie et Imbrie, 1980), des méthodes de datation orbitale ont aussi été appliquées à la datation des carottes de glace. La première approche a consisté à obtenir des points de calage en alignant les maxima d’insolation d’été aux hautes latitudes de l’hémisphère nord obtenus par calcul orbital (Berger and Loutre, 1991 ; Laskar et al., 2004) avec les mi-pentes des augmentations majeures de température locale en Antarctique enregistrées par le δ18O ou δD de la glace. Cette approche a été utilisée dans la datation de la carotte de glace de Vostok (Petit et al., 1999 ; Parrenin et al., 2004) mais elle n’est pas satisfaisante car elle part de l’hypothèse que la théorie du forçage orbital du climat inspirée par Milankovitch (1941) est vraie. Plus récemment, trois autres méthodes de datation orbitale complémentaires et moins dépendantes de l’hypothèse climatique ont été introduites. D’abord, la composition isotopique de l’oxygène dans l’air, notée δ18Oatm, reflète de façon intégrée les variations globales du niveau des mers, du cycle hydrologique et de la productivité de la biosphère (Bender et al., 1994a ; Landais et al., 2010). Son enregistrement sur les derniers cycles climatiques montre que ce paramètre répond très fortement aux variations de la précession et cette propriété peut être appliquée pour identifier les cycles de précession (19-23 ka) dans les enregistrements des carottes de glace. Cette méthode a été largement appliquée à la datation de la carotte EDC en Antarctique (Dreyfus et al., 2007 ; Parrenin et al., 2007). En parallèle, il a été montré que deux paramètres mesurés dans l’air des bulles montraient aussi de fortes variations en réponse à l’insolation locale, le rapport O2/N2 et la teneur en air (Bender, 2002 ; Kawamura et al., 2007 ; Raynaud et al., 2007). Le mécanisme derrière ces variations n’est pas compris dans ses détails mais il est sans doute directement relié à la structure de la neige lors de la transition neige-glace qui contrôle la perte d’air ou de molécules d’O2 (plus petites que les molécules de N2 et donc plus faciles à éjecter de bulles en surpression en formation). L’alignement des variations du rapport de O2/N2 sur le signal d’insolation locale est à la base de la datation de la carotte de Dome F sur les derniers 360 ka (Kawamura et al., 2007). La cohérence entre les différentes méthodes de datation orbitale δ18Oatm, δO2/N2 et teneur en air a été faite sur la carotte de Vostok et de EDC en admettant des barres d’erreur de plusieurs milliers d’années pour ces marqueurs de datation orbitale (Suwa & Bender, 2008 ; Lipenkov et al., 2011 ; Bazin et al., 2013).

6Les propriétés mécaniques bien connues de la glace permettent aussi de proposer une modélisation de son écoulement dans les calottes groenlandaises et antarctiques. Il est ainsi possible de modéliser la relation entre profondeur et âge de la glace. Cette relation est appelée la fonction d’amincissement. Les premiers modèles de datation glaciologique ont été proposés dans les années 1960 (Nye, 1951 ; Dansgaard & Johnsen, 1969) et ont été améliorés en intégrant des données climatiques et de microstructures de la glace (Ritz, 1992 ; Parrenin et al., 2007 ; Huybrechts et al., 2007). Plus récemment, les observations radars ont aussi permis d’intégrer l’évolution des lignes d’écoulement observées des calottes de glace dans les modèles glaciologiques (Parrenin & Hindmarsh, 2007). A cause de l’écoulement de la glace plus compliqué sur un flanc que sur un dôme, les modèles glaciologiques d’écoulement de la glace sont souvent plus précis pour contraindre les modèles d’âge des forages de glace effectués au sommet de dômes (EDC en Antarctique, fig. 1, GRIP et GISP2 au Groenland, fig. 2) que sur les flancs (Vostok, EPICA Dronning Maud Land en Antarctique, fig. 1).

7Les modèles d’écoulement de la glace sont forcés en surface par les scénarios d’évolution de température et de taux d’accumulation au cours du temps obtenus à partir de la mesure des isotopes de l’eau sur la carotte de glace. Au niveau du socle rocheux, il est nécessaire de connaître au mieux la topographie et le flux géothermique. Les incertitudes sur les modèles glaciologiques et les conditions aux limites entrainent une possibilité importante de biais sur les modèles d’âge contraints uniquement avec cette méthode. C’est pourquoi la modélisation glaciologique est le plus souvent associée à des marqueurs d’âge stratigraphiques. Parrenin et al. (2004) ont ainsi développé une méthode inverse intégrant modélisation glaciologique et marqueurs stratigraphiques pour obtenir une échelle d’âge de la carotte de Vostok sur les derniers 400 000 ans avec une incertitude associée de l’ordre de 6 000 ans pour les âges les plus anciens.

8En plus de la datation individuelle des différentes carottes de glace, certains paramètres mesurés dans la glace permettent de lier les modèles d’âge de différentes carottes. Par exemple, la concentration de SO42- est un marqueur de l’activité volcanique et, dans une même zone géographique (e.g. Groenland, Antarctique de l’Est), il est possible de retrouver les mêmes signatures chimiques correspondant aux mêmes éruptions volcaniques dans différentes carottes de glace voisines. Cette propriété permet de caler sur une même échelle de temps des enregistrements climatiques et environnementaux obtenus dans une même région. Elle a été largement utilisée pour déduire l’échelle d’âge de la carotte EPICA Dronning Maud Land (placée sur un flanc donc difficile à dater) à partir de l’échelle d’âge de la carotte de EDC (placée au sommet d’un dôme) sur les derniers 100 ans (Ruth et al., 2007).

9A l’échelle globale, la mesure dans l’air piégé dans la glace de paramètres tels que le δ18Oatm ou la concentration en méthane permet aussi de relier les échelles d’âge de carottes groenlandaises et de carottes antarctiques. En effet, le temps de résidence du méthane et de l’oxygène atmosphérique est respectivement de 5 à 10 ans et de 1 000 à 2 000 ans alors que le temps de mélange interhémisphérique est de l’ordre de 6 mois. À l’échelle de quelques années et loin des sources (i.e. dans les régions polaires), δ18Oatm et CH4 sont donc homogènes dans l’atmosphère. Les mêmes variations millénaires et orbitales de méthane et de δ18Oatm sont ainsi enregistrées dans les carottes de glace du Groenland et de l’Antarctique. La mesure de ces deux paramètres dans les carottes de glace aux deux pôles permet alors de mettre sur une même échelle de temps les variations climatiques enregistrées dans les carottes de glace du Groenland et de l’Antarctique (Bender et al., 1994b ; Blunier et al., 1998). Cette propriété est essentielle pour décrire de façon fine les relations bipolaires lors des derniers cycles climatiques et notamment lors de la variabilité millénaire de la dernière période glaciaire (section 3, Capron et al., 2010a).

10Enfin, plus récemment, une méthode intégrée a été développée afin de produire une échelle d’âge cohérente entre les différentes carottes de glace. Actuellement, 5 carottes de glace sont inclues (EDC, Vostok, EDML, TALDICE et NGRIP). Cette méthode repose sur un outil bayésien (DATICE, Lemieux-Dudon et al., 2010) et sur une compilation de : (i) différents marqueurs de datation absolu (comptage de couches, excursions magnétiques enregistrées par la concentration de 10Be, éruptions volcaniques datées), (ii) différents marqueurs de datation orbitales (points d’inflexions dans les courbes de δ 18Oatm, δO2/N2 et teneur en air) et (iii) différents marqueurs stratigraphiques entre carottes de glace (activité volcanique, CH4, δ 18Oatm). Le modèle bayésien est initialisé avec un modèle d’âge issu de la modélisation de l’écoulement de la glace pour les différents sites de forage ainsi qu’un scénario d’évolution du taux d’accumulation au cours du temps. L’outil DATICE propose ensuite un nouveau modèle d’âge pour chaque carotte de glace afin de minimiser la distance aux marqueurs stratigraphiques ainsi qu’à la contrainte initiale imposée par le modèle glaciologique.

11Une dernière complication pour la datation des carottes de glace provient du fait que l’échelle d’âge « glace » (correspondant aux traceurs dont la signature est celle de propriétés caractéristiques de la neige en surface, comme les espèces chimiques ou la composition isotopique) est différente de l’échelle d’âge « gaz » (correspondant aux traceurs mesurés dans l’air piégé dans la glace comme le CO2, le CH4 ou le δ18Oatm). En effet, les bulles d’air sont piégées dans la glace à environ 100 m de profondeur sous la surface de la calotte de glace, quand le névé est suffisamment compacté pour devenir de la glace. Dans le névé, l’air diffuse en restant en contact avec l’atmosphère. Lors de la fermeture des pores à la base du névé, l’air est donc beaucoup plus jeune que la glace qui l’entoure. Cette différence d’âge entre glace et air emprisonné est notée δage. Elle évolue d’une carotte à l’autre et varie aussi au cours du temps en fonction du taux d’accumulation et de la température en surface. Ce δage est généralement estimé par des modèles de densification du névé (Herron & Langway, 1980 ; Goujon et al., 2003) avec une incertitude associée de 20 à 30 % en Antarctique. Dans l’exercice de datation cohérente des 5 carottes de glace décrit plus haut, il était nécessaire d’intégrer une échelle d’âge gaz et une échelle d’âge glace pour chaque forage.

12Finalement, les datations actuelles gaz et glace de référence des carottes de glace EDC, EDML, Vostok, TALDICE et NGRIP ont été obtenues par l’outil DATICE décrit plus haut (fig. 3, Bazin et al., 2013 ; Veres et al., 2013). Cette échelle d’âge est notée AICC2012 (Antarctic Ice Core Chronology 2012). Les erreurs associées sont de l’ordre de 2 000 ans lors de la dernière période interglaciaire (120 000 ans avant aujourd’hui) et de 6 000 ans à 800 000 ans avant aujourd’hui sur la carotte EDC (fig. 3).

Fig. 2 : Emplacement des differents sites de forage au Groenland

Fig. 2 : Emplacement des differents sites de forage au Groenland

Fig. 3 : Enregistrements de la composition isotopique de l’eau (δ18O ou δD) sur les carottes de NGRIP (Groenland), TALDICE, EDML, Vostok et EDC (Antarctique).

Fig. 3 : Enregistrements de la composition isotopique de l’eau (δ18O ou δD) sur les carottes de NGRIP (Groenland), TALDICE, EDML, Vostok et EDC (Antarctique).

Les courbes isotopiques sont tracées sur l’échelle d’âge AICC2012 en noir (Bazin et al., 2013). Les courbes grises indiquent les barres d’erreur en années (1 σ) de cette échelle d’âge pour chacune des carottes de glace.

3 - Variabilité orbitale enregistrée dans les carottes de glace

3.1 - Les courbes isotopiques de référence pour les variations de température

13Les carottes de glace permettent d’obtenir des séries de référence à haute résolution du climat passé aux hautes latitudes à l’échelle orbitale. La série la plus longue est actuellement celle mesurée sur la carotte EDC en Antarctique de l’Est : 800 000 ans sur une carotte de glace de 3 200 km de profondeur.

14La mesure de la composition isotopique de l’eau a permis de reconstruire avec une erreur de l’ordre de 30 % (Jouzel et al., 2003 ; Cauquoin et al., 2015) l’amplitude des changements de température au cours du temps. La relation linéaire entre variations de température et variations de composition isotopique (δ 18O) observée en Antarctique est de 0.75-0.8°C.‰-1  (Lorius et Merlivat, 1977 ; Masson-Delmotte et al., 2008). Elle est due à l’appauvrissement progressif de la vapeur d’eau en isotopes lourds lors de la distillation progressive de la masse d’air lorsque la température diminue.

15Les courbes isotopiques observées en Antarctique et traduites en changement de température locale (Jouzel et al., 2007) sont parallèles au premier ordre aux variations de niveau marin global issus de la mesure du δ18Obenthique (Lisiecki & Raymo, 2005) et indiquent la succession des périodes glaciaires et interglaciaires (fig. 4). L’amplitude des changements de température antarctique lors des déglaciations sur les derniers 400 ka est significativement plus grande que sur la période 800 – 400 ka. Certaines terminaisons (2, 4 et 5) s’achèvent notamment avec des températures plus élevées de quelques degrés que la température observée pendant l’Holocène (cf. section 5 pour la terminaison 2). La plus haute résolution enregistrée dans les carottes de glace permet aussi de distinguer les différentes vitesses de changement de température lors des transitions glaciaire-interglaciaire. Ainsi, la terminaison 3 est la plus rapide des déglaciations des derniers 800 ka : l’intégralité de la transition glaciaire-interglaciaire enregistrée dans la composition isotopique de l’eau s’effectue en 3 500 ans. Au contraire, les terminaisons 1 et 5 sont interrompues à mi-pente par un léger refroidissement antarctique.

Fig. 4 : Variabilité orbitale dans les carottes de glace.

Fig. 4 : Variabilité orbitale dans les carottes de glace.

1/ Enregistrements des variations de température déduites de la composition isotopique de la glace sur la carotte de EDC (Jouzel et al., 2007). 2/ Variations du signal moyen δ18O de benthique d'après la compilation de Lisiecki et Raymo (2005).

3.2 - Liens gaz à effet de serre - température sur les terminaisons

16Les carottes de glace sont les seules archives permettant d’avoir un accès direct à la composition de l’atmosphère du passé. Des profils des gaz à effet de serre (dioxyde de carbone CO2, méthane CH4 et oxyde nitreux NO2) ont été obtenus avec une haute résolution sur certaines carottes de glace. A l’échelle orbitale, les concentrations de gaz à effet de serre montrent des variations parallèles aux variations de température et de niveau des mers avec des niveaux plus hauts pendant les périodes interglaciaires que pendant les périodes glaciaires (Lüthi et al., 2008 ; Loulergue et al., 2008 ; Schilt et al., 2010). Cependant, si la mesure de la concentration en méthane est possible dans toutes les carottes de glace, la concentration de CO2 atmosphérique ne peut être mesurée que dans les carottes antarctiques à cause de la production in-situ de CO2 dans la glace acide du Groenland (Anklin et al., 1995). De même, les mesures de NO2 sont souvent affectées par des artefacts dans les carottes de glace et seulement les carottes de glace avec un faible niveau d’impuretés permettent d’obtenir des profils fiables (Schilt et al., 2010).

17La compréhension de la dynamique actuelle du climat dans un contexte de changement majeur de composition atmosphérique a motivé de nombreuses études sur les liens entre teneur atmosphérique en CO2 et température lors des changements climatiques majeurs du Quaternaire, les déglaciations. Comme indiqué plus haut, cette étude est compliquée par le fait qu’il existe deux échelles de temps pour les carottes de glace : une échelle de temps pour la glace (mesure des isotopes de l’eau et donc de la température) et une échelle de temps pour le gaz (mesure de la concentration en CO2). Lors d’une déglaciation en Antarctique, l’incertitude sur le Δage peut atteindre 1 000 ans, rendant l’étude du déphasage entre augmentation de température antarctique et augmentation de CO2 largement incertaine. Ainsi Fischer et al. (1999) et Monnin et al. (2001) concluent à un retard de l’augmentation du dioxyde de carbone par rapport à la température en Antarctique de l’Est de  600 ans avec une incertitude associée de  800 ans pendant les déglaciations.

18Plus récemment, des études ont permis de préciser cette relation de phase. D’abord, Pedro et al. (2012) ont produit des données de CO2 à haute résolution sur des carottes antarctiques en région côtière (Siple Dome, Byrd). A l’opposé des régions du plateau de l’Antarctique de l’Est, les régions côtières de l’Antarctique sont caractérisées par des taux d’accumulation importants. Par conséquent, le névé se construit beaucoup plus vite. La différence d’âge, Δ age, à la base du névé entre la glace et l’air qui vient d’être emprisonné, est donc beaucoup plus faible que sur les sites centraux de l’Antarctique de l’Est. L’incertitude associée y est seulement de l’ordre d’une centaine d’années. Les données de CO2 à haute résolution sur les carottes de Siple Dome et de Byrd ont ainsi montré que température et concentration en dioxyde de carbone étaient en phase lors de la dernière déglaciation (Pedro et al., 2012).

19Un résultat similaire a été obtenu par une méthode alternative sur la carotte EDC, c’est à dire sur un site à très faible taux d’accumulation. Dans cette étude, Parrenin et al. (2013) ont utilisé la mesure du δ15N de N2 dans l’air piégé dans la glace comme indicateur de l’évolution de la profondeur du névé au cours. L’approche est basée sur la compréhension des processus physiques ayant lieu dans le névé et est décrite ci-dessous.

20La répartition de l’air dans le névé est essentiellement contrôlée par la diffusion avec un effet possible de la convection sous l’effet du vent en surface. Dans cette zone diffusive, sous l’effet de la gravité, le δ15N de N2 augmente de façon linéaire depuis la surface jusqu’à la zone de fermeture des pores suivant :

21avec g l’accélération de la pesanteur, z la profondeur, R la constante des gaz parfait et T la température. Lors de l’emprisonnement de l’air dans la glace, la valeur de δ15N de N2 est donc conservée et garde une information reliée à l’épaisseur de la zone diffusive, c’est à dire la profondeur du névé en l’absence de convection. La mesure du δ15N de N2 permet donc d’avoir accès à une information sur l’évolution au cours du temps de la différence d’âge entre la glace et l’air piégé dans la glace (Parrenin et al., 2012). La mesure conjointe du δ15N (Dreyfus et al., 2010), du CO2 (Monnin et al., 2001) et une estimation fiable de la fonction d’amincissement à la profondeur relativement proche de la surface correspondant à la terminaison 1 dans la carotte EDC sur la dernière déglaciation a ainsi confirmé qu’augmentation de CO2 et de température en Antarctique de l’Est étaient en phase (Parrenin et al., 2013 ; fig. 5).

22Pour des déglaciations plus anciennes, la fonction d’amincissement est moins bien contrainte. Caillon et al. (2003) et Landais et al. (2013) ont directement utilisé le δ15N ou le δ40Ar comme traceur du changement de température dans l’air piégé dans la glace (fig 6 & 7). En effet, la structure et la profondeur du névé sont directement influencées par les changements de température et de taux d’accumulation en surface, les deux étant directement liés par la relation de Clausius-Clapeyron. Même si tous les mécanismes sous-jacents ne sont pas bien compris, la profondeur du névé et donc le δ15N ou le δ40Ar de l’air piégé dans la glace ne peuvent pas être modifiés lors d’une déglaciation avant le changement de température en surface. Caillon et al. (2003) ont ainsi montré que pour la terminaison 3 (~ 240 000 ans avant aujourd’hui), le changement de la température antarctique était en moyenne d’environ 800 ans en avance par rapport au changement de la concentration en CO2 (fig. 7). Pour la terminaison 2 (~ 130 000 ans avant aujourd’hui), l’augmentation de la température en Antarctique de l’Est est en phase avec l’augmentation du dioxyde de carbone atmosphérique au début du réchauffement mais le niveau interglaciaire de température est atteint plus de 1 000 ans avant le niveau interglaciaire de dioxyde de carbone (Landais et al., 2013 ; fig. 6).

23Enfin, pour compléter ces résultats récents sur les liens entre température et dioxyde de carbone à l’échelle des cycles glaciaires-interglaciaires, des mesures à haute résolution de concentration en CO2 ont été effectuées récemment sur la carotte de WAIS en Antarctique de l’Ouest (Marcott et al., 2014). Ces mesures ont révélé une variabilité du CO2 à très haute résolution avec trois augmentations abruptes (10 à 15 ppm en moins de 200 ans) pendant la dernière déglaciation. Ces augmentations abruptes n’ont pas nécessairement de signatures climatiques associées en Antarctique mais semblent plutôt liées à des variations climatiques abruptes au Groenland.

Fig. 5 : Séquence température antarctique vs concentration atmosphérique de dioxyde de carbone pendant la terminaison 1 à EDC.

Fig. 5 : Séquence température antarctique vs concentration atmosphérique de dioxyde de carbone pendant la terminaison 1 à EDC.

4 - La variabilité abrupte de la dernière période glaciaire enregistrée dans les glaces : les événements de Dansgaard-Oeschger

4.1 - Enregistrement au Groenland

24Depuis les années 1960, les enregistrements isotopiques de l’eau sur plusieurs carottes de glace groenlandaises (GRIP, GISP2, NGRIP et NEEM) ont permis de décrire à haute résolution la variabilité climatique de la dernière période glaciaire (Dansgaard et al., 1993 ; Grootes et al., 1993 ; NorthGRIP comm. Members, 2004 ; NEEM comm. members, 2013). Sur la période allant de 116 000 à 11 700 ans avant aujourd’hui, 25 événements rapides, dénommés événements de Dansgaard-Oeschger, ou DO, ont ainsi été identifiés.

25Les variations abruptes de température sont enregistrées qualitativement par les mesures à haute résolution de la composition isotopique de la glace. De plus, grâce aux mesures isotopiques de l’azote et de l’argon piégés dans la glace, il est possible d’estimer de façon quantitative avec une incertitude de 1 à 3°C l’amplitude des changements abrupts de température (Severinghaus and Brook, 1999 ; Landais et al., 2004a ; Kindler et al., 2014). En effet, les augmentations de température de surface lors des réchauffements associés aux événements de DO sont extrêmement rapides (une dizaine de degrés en 10 ans). Par conséquent, ils créent un gradient de température transitoire pendant quelques centaines d’années dans le névé. Ce gradient de température entraîne un fractionnement thermique en plus du fractionnement gravitationnel des espèces inertes (azote, argon). Ce signal thermique est archivé dans les bulles d’air lors de la fermeture des pores. A partir de la mesure précise des variations de δ15N et de δ40Ar dans l’air piégé dans la glace, il est ainsi possible de remonter à l’amplitude du gradient de température dans le névé et donc au changement de température en surface.

26Grâce aux mesures isotopiques effectuées dans les glaces du Groenland, il a été établi que les événements de DO ont une durée de quelques siècles à quelques millénaires. Ils sont caractérisés par la succession d’une phase froide (Greenland Stadial, GS), un réchauffement abrupt de 5 à 16°C en quelques années ou dizaines d’années (fig. 8), une phase chaude (Greenland Interstadial, GI) affectée par un refroidissement graduel avant un refroidissement plus abrupt qui marque le démarrage du GS suivant.

27Ces événements de DO ont été identifiés sur de nombreuses archives de l’hémisphère nord (Voelker, 2002) à la fois sur l’océan (changement de température de la mer de surface, modification de la circulation thermohaline, …) et sur le continent (modification de la température, de l’activité du cycle hydrologique, de la végétation, …). Ces enregistrements sont la preuve de la grande étendue spatiale des événements de DO. Les carottes de glace polaires enregistrent aussi cette signature hémisphérique. En effet, les événements de DO sont associés à des variations claires de méthane (fig. 8) et de δ18O de O218Oatm) (Chappellaz et al., 1993 ; 2013 ; Landais et al., 2007). Méthane et 18Oatm sont des traceurs des basses latitudes. Le δ18Oatm reflète les variations de productivité et d’intensité du cycle hydrologique au niveau des basses latitudes (Landais et al., 2007 ; 2010 ; Severinghaus et al., 2009). En période glaciaire, le méthane est essentiellement issu de la dégradation du matériel organique en conditions anaérobies dans les zones inondées des basses latitudes (Dällenbach et al., 2000 ; Spahni et al., 2011 ; Bridgham et al., 2013). Les augmentations abruptes de température au Groenland (mesurées via le δ18O de la glace ou les isotopes de l’azote et de l’argon) sont généralement en phase avec les augmentations de CH4 ce qui confirme l’étendue au moins hémisphérique de ces changements climatiques majeurs via des connections atmosphériques (Severinghaus et al., 1998 ; Rosen et al., 2014). Cependant, pour certains événements de DO caractérisés par une faible augmentation de méthane, celle-ci est légèrement en retard de quelques dizaines d’années par rapport au réchauffement du Groenland (Baumgartner et al., 2014).

Fig. 7 : Séquence température antarctique vs concentration atmosphérique de dioxyde de carbone pendant la terminaison 3 à Vostok.

Fig. 7 : Séquence température antarctique vs concentration atmosphérique de dioxyde de carbone pendant la terminaison 3 à Vostok.

4.2 - Liens Groenland - Antarctique

28En parallèle aux enregistrements du Groenland, les enregistrements isotopiques à haute résolution obtenus sur les carottes de glace antarctiques ont aussi montré une variabilité climatique millénaire pendant la dernière période glaciaire (e.g. EPICA comm members, 2006). Les événements millénaires antarctiques (AIM: Antarctic Isotopic Maximum) sont caractérisés, dans les régions centrales antarctiques, par une augmentation plus lente de la température qu’au Groenland (2°C en 1 000 ans) suivie par un refroidissement symétrique au même rythme. Les mesures de δ18Oatm dans les carottes groenlandaises (GRIP et GISP2) et dans la carotte antarctique de Vostok ont permis une première synchronisation sur une même échelle de temps des enregistrements des isotopes stables de l’eau du Groenland et de l’Antarctique (Bender et al., 1994b). Cette étude et celle de Jouzel et al. (1994) ont montré un lien entre les 9 GS les plus longs au Groenland et 9 AIM en Antarctique.

29Plus récemment, en utilisant des données à plus haute résolution, une synchronisation plus précise avec la mesure du méthane en plus du δ18Oatm (Blunier et al., 1998 ; Capron et al., 2010a), il a été montré que tous les événements abrupts enregistrés au Groenland, et non pas seulement les plus longs, avait une contrepartie antarctique (EPICA comm members, 2006 ; Jouzel et al., 2007 ; Capron et al., 2010b). L’augmentation lente de température en Antarctique a lieu pendant la phase froide au Groenland (GS). Le maximum de température antarctique est atteint lors de l’augmentation abrupte de température au Groenland et la température antarctique diminue pendant le GI (fig. 9). La seule exception est le premier événement de DO de la dernière période glaciaire (DO 25). Ceci semble indiquer que la variabilité millénaire de la dernière période glaciaire a été initiée dans l’hémisphère nord (Capron et al., 2012).

30Ces liens entre climat du Groenland et Antarctique lors de la dernière période glaciaire ont été interprétés comme l’expression du phénomène de bascule bipolaire (Broecker et al., 1998 ; Stocker, 1998) impliquant un rôle majeur de la circulation thermohaline et de l’océan. Ce comportement a été reproduit par un modèle simpliste de bascule bipolaire (Stocker & Johnsen, 2003) dans lequel le changement de température de l’Antarctique répond à celui du Groenland via un réservoir de chaleur (l’océan austral). Le mécanisme invoqué est un arrêt de la circulation thermohaline qui induit un refroidissement au Groenland. Ce refroidissement entraîne un réchauffement au sud car la chaleur n’est plus exportée au nord par la circulation océanique. Dans ce mécanisme, l’inertie thermique de l’océan est responsable d’un délai pour le réchauffement antarctique par rapport au refroidissement au nord ce qui explique la dynamique plus lente des AIM par rapport aux événements de Dansgaard-Oeschger (fig. 9).

31Plus récemment, la réalisation de l’échelle d’âge AICC2012 a mis en lumière des variations régionales en Antarctique lors des AIM les plus longs (Buiron et al., 2012 ; Veres et al., 2013). Dans le secteur atlantique, le réchauffement a essentiellement lieu au début du GS et est suivi par un plateau en température d’environ 1  000 ans avant l’augmentation rapide de température au Groenland. Dans le secteur pacifique-indien, les AIM ont une forme plus triangulaire avec cependant un changement de pente correspondant au début du plateau en température dans le domaine atlantique (fig. 10). De plus, l’analyse récente à haute résolution de la carotte de WAIS a révélé que les augmentations abruptes de température au Groenland précédaient de  200 ans le début du refroidissement en Antarctique de l’ouest (WAIS Divide Project Members, 2015). Ce temps de transfert implique des processus océaniques. En conclusion, les résultats récents obtenus grâce à des mesures à haute résolution sur les carottes de glace et des efforts de datation mettent en relief la nécessité de prendre en compte une variabilité climatique régionale et montrent que certains signaux climatiques en Antarctique ne sont pas une simple contrepartie des signaux groenlandais.

Fig. 8 : Enregistrement de la variabilité climatique rapide au Groenland (carotte de NGRIP).

Fig. 8 : Enregistrement de la variabilité climatique rapide au Groenland (carotte de NGRIP).

1/ Amplitudes des changements de température déduites de la mesure du δ15N et δ40Ar dans l'air piégé dans la glace (Kindler et al., 2014). 2/ Variation du signal δ18O de la glace (NGRIP comm. members, 2004). 3/ Variation de méthane (Baumgartner et al., 2014).

Fig. 9 : Séquence DO (Groenland) vs AIM (Antarctique) - Signal global.

Fig. 9 : Séquence DO (Groenland) vs AIM (Antarctique) - Signal global.

1/ Variations relatives moyennes du signal δ18O de la glace au Groenland (compilation des signaux normalisés de δ18O de la glace des carottes de GRIP, GISP2 et NGRIP sur l’échelle d’âge AICC2012) 2/ Variations relatives moyennes du signal δ18O de la glace en Antarctique (compilation des signauxnormalisés de δ18O de la glace des carottes de EDC, TALDICE, EDML et Vostok sur l’échelle d’âge AICC2012).

Fig. 10 : Schéma de la séquence DO (Groenland) vs AIM (Antarctique). Signal régional en Antarctique lors du DO / AIM 8.

Fig. 10 : Schéma de la séquence DO (Groenland) vs AIM (Antarctique). Signal régional en Antarctique lors du DO / AIM 8.

5 - La dernière période interglaciaire enregistrée dans les carottes de glace

32La dernière période interglaciaire, stade isotopique 5e, est enregistrée de façon continue dans 6 carottes de glace antarctiques entre ~ 130 ka et ~ 115 ka : Vostok, Taylor Dome, EDC, EDML, Dome F et Taldice (Masson-Delmotte et al., 2011a, fig. 11). La résolution des profils d’isotopes de l’eau y est variable, 10 ans à EDML, 20 ans à EDC (Pol et al., 2014) et 300 ans à Vostok. Les enregistrements des 4 carottes de glace EDC, Vostok, Taldice et EDML sont directement comparables sur la même échelle d’âge AICC2012. Les autres carottes (Taylor Dome, Dome F) n’ont pas encore été intégrées dans une datation cohérente des carottes de glace même s’il a déjà été mis en évidence des différences de l’ordre de quelques milliers d’années entre les datations pour le dernier interglaciaire pour les carottes de EDC et de Dome F (Parrenin et al., 2015a ; Fujita et al., 2015 ; Bazin et al., 2015). Les enregistrements issus des isotopes de l’eau en Antarctique indiquent que la dernière période interglaciaire commence par un optimum climatique associé à des valeurs en δ18O significativement plus hautes que le niveau de δ18O actuel : + 1.8 à + 3.8 ‰ à TALDICE et Dome F respectivement. Traduire ces niveaux de δ18O en niveaux de température n’est pas direct. Plusieurs études de modélisation du climat associant les isotopes de l’eau ont montré que la relation spatiale actuelle liant δ18O et température n’était pas valable pour des périodes plus chaudes que l’actuelle en Antarctique de l’Est (Sime et al., 2009 ; Masson-Delmotte et al., 2011b). Elles suggèrent que l’optimum de température du début du stade 5e en Antarctique était à un niveau de 6°C plus haut que la température actuelle.

33Reconstruire le climat du stade 5e au Groenland est primordial pour comprendre l’évolution de la calotte de glace groenlandaise dans un contexte plus chaud que l’actuel. En effet, en plus des reconstructions de température en Antarctique, de nombreuses reconstructions dans différentes régions du globe montrent un climat plus chaud pendant le dernier interglaciaire qu’à l’actuel (e.g. CAPE Last Interglacial Project Members, 2006 ; Turney & Jones, 2010). De plus, le niveau des mers du stade 5e est estimé de 5,5 à 9 m plus haut qu’à l’actuel (e.g. Kopp et al., 2009 ; Thompson et al., 2011). La calotte groenlandaise est très sensible aux augmentations de température et les études de modélisation de la calotte de glace du Groenland suggèrent une fonte partielle lors du dernier interglaciaire (e.g. Otto-Bliesner et al., 2013 ; Robinson et al., 2011 ; Quiquet et al., 2013) avec des contributions à l’augmentation globale du niveau des mers variant de 0,4 à 5,9 m (table 1 dans Quiquet et al., 2013).

34De la glace du dernier interglaciaire a été trouvée dans 6 carottes de glace groenlandaises (GRIP, GISP2, NGRIP, Camp Century, Dye 3 et NEEM). Ceci indique que la calotte groenlandaise était bien présente lors de la dernière période interglaciaire. Cependant, à cause du taux d’accumulation plus important au Groenland qu’en Antarctique, la glace du dernier interglaciaire se trouve à proximité du socle rocheux, là où la stratigraphie de la glace peut être perturbée par l’écoulement. Ceci rend difficile son analyse pour reconstruire la séquence climatique du dernier interglaciaire au Groenland. Seule la carotte de glace de NGRIP présente une stratigraphie continue mais elle enregistre seulement la fin du dernier interglaciaire, jusqu’à 123 ka.

35L’enregistrement isotopique de la carotte de NGRIP montre une diminution du δ18O de la glace depuis 123 ka jusque 118 ka ce qui marque l’entrée en glaciation (fig. 11). Ensuite, la variabilité millénaire se met en place avec l’initiation du DO 25. Les autres carottes de glace présentent un enregistrement des isotopes de l’eau marqué par des variations très abruptes en fonction de la profondeur sur les derniers 300 m au-dessus du socle rocheux (Grootes et al., 1993 ; GRIP members et al., 1993). Ces variations ne sont pas d’origine climatique : elles sont liées à des mélanges de glace entre glace d’origine glaciaire et glace d’origine interglaciaire (Landais et al., 2003 ; 2004b). En utilisant les traceurs globaux que sont le méthane et la composition isotopique de l’oxygène de l’air (δ18Oatm) et leur comparaison avec des enregistrements non perturbés antarctiques, il est possible de reconstituer la stratigraphie originale de la carotte de glace et de proposer une séquence temporelle de l’évolution de la composition isotopique de l’eau sur le stade 5e (Landais et al., 2003 ; Suwa et al., 2006 ; NEEM members, 2013). Cet exercice a été effectué sur les carottes de GRIP, GISP2 et NEEM. Il a montré que le niveau de δ18O du dernier interglaciaire au Groenland était plus haut que le niveau actuel de δ18O sur ces différents sites (-31.5‰ vs -33.6 ‰ pour NEEM ;   - 31.8 ‰ vs -35.2 ‰ pour GRIP) ce qui suggère une température plus élevée que l’actuelle de plusieurs degrés au Groenland lors du dernier interglaciaire. NEEM est certainement la carotte de glace la plus appropriée pour l’étude du dernier interglaciaire au Groenland. Cette carotte dispose en effet d’une séquence continue de 50 m de glace d’origine interglaciaire (fig.12).

36Comme en Antarctique, la relation spatiale actuelle entre isotopes de l’eau et température n’est probablement pas appropriée pour reconstruire la température du dernier interglaciaire au Groenland. Vinther et al. (2009) ont utilisé une compilation d’enregistrements isotopiques de l’eau sur l’Holocène en différents points du Groenland et ont proposé un lien entre δ18O, température et élévation. La pente issue de cette étude est de 0,48 ‰.°C-1, significativement inférieure à la pente spatiale actuelle observée sur le Groenland (1,1 ± 0,2 ‰.°C−1, Masson‑Delmotte et al., 2015). Pour comparer les températures atmosphériques au-dessus du site de NEEM entre le dernier interglaciaire et aujourd’hui, il faut aussi prendre en compte le changement d’élévation de la calotte et le déplacement de la glace lié au fluage. Des mesures de teneurs en air dans les bulles d’air de la glace du dernier interglaciaire permettent de faire une reconstruction de l’élévation passée du site de NEEM. De plus, un modèle d’écoulement de la glace fournit une correction glaciologique pour le déplacement du site de forage par fluage au cours du dernier cycle climatique. Ce modèle indique que la glace datée de 128 000 ans dans le forage de NEEM se trouvait initialement  205 km plus en amont et  330 m plus haut que le site de NEEM. En prenant en compte le gradient thermique vertical de l’atmosphère, il a été déterminé qu’à élévation constante, la température était de 8 ± 4°C plus élevée sur la région de NEEM au dernier interglaciaire que maintenant (NEEM comm. Members, 2013).

37La mesure de la composition isotopique de l’azote dans l’air piégé dans la glace peut permettre de vérifier ce résultat. En effet, comme abordé dans la section 2, lors de conditions climatiques stables (changements de température moyenne annuelle inférieurs à 1-2°C en 100 ans) et de zone convective en surface du névé, le δ15N de l’air piégé dans la glace est principalement le reflet d’un fractionnement gravitationnel lié à la profondeur de la fermeture des pores à la base du névé et à la température moyenne du névé suivant l’équation barométrique (1). L’épaisseur du névé est elle aussi reliée à la température. D’une part, l’augmentation de température accélère la densification du névé : plus il fait chaud, plus la profondeur du névé diminue. D’autre part, l’augmentation de la température est associée à une augmentation du taux d’accumulation. Cette augmentation du taux d’accumulation entraîne une construction plus rapide du névé et donc une augmentation de sa profondeur. Différents modèles de densification du névé ont été développés sur des bases physiques et/ou empiriques pour décrire l’évolution de la profondeur du névé en fonction des changements de température et de taux d’accumulation (Herron & Langway, 1980 ; Schwander et al., 1997 ; Goujon et al., 2003). Ces modèles sont parfaitement adaptés pour reproduire la profondeur du névé au Groenland (Landais et al., 2006).

38Des mesures de δ15N dans l’air piégé dans la glace correspondant au dernier interglaciaire ont été effectuées sur la carotte de glace de NEEM (fig. 8). Elles montrent clairement une diminution du δ15N en parallèle à l’augmentation du δ18O de la glace sur la fin de l’avant dernière déglaciation (terminaison 2) qui se termine sur le plateau du stade 5e. Le niveau moyen de δ15N est plus bas sur le plateau du stade 5e que sur l’actuel. Ceci est lié à l’effet de température, prédominant sur l’effet de l’accumulation : la température plus élevée du stade 5e par rapport à la température actuelle entraine une diminution de la profondeur du névé et donc du δ15N. De plus, à 2385 m, on note une diminution forte et rapide du δ15N qui atteint 0,15‰. Une telle diminution ne peut pas s’expliquer par la simple dynamique du névé en réponse aux changements de température et d’accumulation. Cette diminution abrupte de δ15N s’explique des températures de surface particulièrement élevées qui ont entraîné une fonte de la surface du névé et ainsi réduit sa profondeur. Ce phénomène de fonte est d’ailleurs confirmé par le pic de méthane à 2 000 ppbv observé au même niveau de profondeur (fig. 8). Ce pic ainsi que les autres pics de plus petite amplitude observée pendant cette période sont interprétés comme des événements de fonte associés à une production de méthane in-situ dans la glace et identifiés par des couches fondues dans la stratigraphie de NEEM (NEEM comm. members, 2013).

39Afin d’interpréter de façon quantitative le signal de δ15N de l’air piégé dans la glace, il a été combiné à un modèle de densification du névé récent (Goujon et al., 2003) permettant de reproduire de façon quantitative les changements de profondeur du névé et de δ15N en fonction du forçage en température et taux d’accumulation. Ce modèle reproduit parfaitement les valeurs de profondeur de névé et de δ15N à NEEM pour la période actuelle (63 m et 0,292 ‰). Il peut donc être utilisé pour déterminer la température du dernier interglaciaire à partir des mesures de δ15N. Pour cela, il est nécessaire de connaître le taux d’accumulation associé. Nous avons utilisé les estimations disponibles pour le taux d’accumulation de la dernière période interglaciaire sur le site de NEEM. D’une part, à partir de données actuelles, Buchardt et al. (2012) ont déduit une relation entre le taux d’accumulation et la température sur le centre et le Nord-Ouest du Groenland :

40avec A l’accumulation et T la température en Kelvin. D’autre part, une reconstruction de taux d’accumulation issue de la mesure du 10Be sur la glace du 5e de la carotte de NEEM (Sturevik-Storm et al., 2014) suggère que le taux d’accumulation était de 33-38 cm d’équivalent eau par an. En utilisant ces estimations de taux d’accumulation et les valeurs de δ15N, la température de surface du dernier interglaciaire au site de déposition de la glace de NEEM est de ‑25 à ‑20°C. Cette valeur est comparable à celle déduite des isotopes de l’eau (‑27 à ‑21°C) et confirme donc que le dernier interglaciaire était significativement plus chaud que l’actuel au Groenland.

Fig. 11 : Le dernier interglaciaire enregistre dans les carottes de glace.

Fig. 11 : Le dernier interglaciaire enregistre dans les carottes de glace.

Les enregistrements de Taylor Dome et Dome F sont sur leur échelle d’âge d’origine (Steig et al., 1998 ; Kawamura et al., 2007). Les autres enregistrements sont sur l’échelle d’âge AICC2012. Les traits horizontaux noirs indiquent le niveau actuel de δ18O ou δD pour les différents sites. Le trait horizontal tireté sépare les carottes datées sur AICC2012 des autres.

Fig. 12 : L’enregistrement du dernier interglaciaire à NEEM.

Fig. 12 : L’enregistrement du dernier interglaciaire à NEEM.

6 - Conclusion

41Des développements récents dans l’étude des carottes de glace polaires ont permis de mieux décrire la dynamique du climat et les liens avec la concentration atmosphérique en gaz à effet de serre du Quaternaire.

42Des efforts dans la construction de datation des carottes de glace ont permis de produire une datation commune à 5 forages profonds en Antarctique et au Groenland. Cette échelle d’âge, AICC2012, est utilisée comme référence pour les enregistrements climatiques issus des carottes de glace. Le développement de nouvelles mesures, techniques statistiques d’optimisation (Parrenin et al., 2015b ; Lemieux-Dudon et al., 2015) et l’acquisition de nouvelles contraintes de datation permettront d’affiner cette chronologie et de lui adjoindre de nouvelles carottes de glace comme WAIS (WAIS Divide Project Members, 2013) ou Dome F (Kawamura et al., 2007). Il est également envisagé d’étendre la construction de ces chronologies de référence avec une méthode bayésienne vers d’autres archives.

43Avec le développement des techniques de datation et les mesures isotopiques dans l’air piégé dans la glace, il a été possible de contraindre de façon plus précise au cours des dernières années le lien entre variations de dioxyde de carbone dans l’atmosphère et variations de température. Il est maintenant établi que le démarrage des deux dernières déglaciations est associé à une augmentation concomitante du CO2 et de la température en Antarctique de l’Est. Avec le développement de la capacité analytique des laboratoires, il sera bientôt possible de regarder plus finement, avec une très haute résolution (quelques dizaines d’années) la dynamique des changements de température et de composition atmosphérique.

44Les carottes de glace constituent une archive appropriée pour comprendre la dynamique de la variabilité millénaire de la dernière période glaciaire à une résolution de l’ordre de la dizaine d’années. Les efforts de synchronisation des carottes de glace groenlandaises et antarctiques ont ainsi permis de décrire l’enchainement des événements entre Groenland et Antactique lors de cette variabilité rapide. Récemment, il a ainsi été montré que si une bascule bipolaire affectait effectivement la séquence de ces événements, il existe une variabilité climatique régionale lors des AIM en Antarctique. De plus, certains points d’inflexion identifiés dans les AIM n’ont pas d’équivalents au Groenland. Il est maintenant primordial de pouvoir lier cette bascule bipolaire à la variabilité climatique des plus basses latitudes ce qui demande de trouver des traceurs des basses latitudes dans les carottes de glace et/ou d’améliorer la chronologie multi-archives.

45Enfin, les carottes de glace permettent de reconstruire avec une haute résolution les variations de température du dernier interglaciaire (stade isotopique marin 5e). Cette période commence par un optimum climatique de quelques degrés plus chaud que notre période actuelle en Antarctique. Au Groenland, même si de la glace est toujours présente sur la plupart du continent, la température de surface est significativement plus élevée qu’actuellement (+ 8°C à NEEM). Ce résultat est essentiel pour contraindre les modèles de calotte de glace groenlandaise dans l’optique d’un réchauffement climatique.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Emplacement des différents sites de forage en Antarctique.
Légende Les ellipses noires indiquent les régions avec peu de forages
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Titre Fig. 2 : Emplacement des differents sites de forage au Groenland
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Titre Fig. 3 : Enregistrements de la composition isotopique de l’eau (δ18O ou δD) sur les carottes de NGRIP (Groenland), TALDICE, EDML, Vostok et EDC (Antarctique).
Légende Les courbes isotopiques sont tracées sur l’échelle d’âge AICC2012 en noir (Bazin et al., 2013). Les courbes grises indiquent les barres d’erreur en années (1 σ) de cette échelle d’âge pour chacune des carottes de glace.
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Titre Fig. 4 : Variabilité orbitale dans les carottes de glace.
Légende 1/ Enregistrements des variations de température déduites de la composition isotopique de la glace sur la carotte de EDC (Jouzel et al., 2007). 2/ Variations du signal moyen δ18O de benthique d'après la compilation de Lisiecki et Raymo (2005).
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Titre Fig. 5 : Séquence température antarctique vs concentration atmosphérique de dioxyde de carbone pendant la terminaison 1 à EDC.
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Titre Fig. 7 : Séquence température antarctique vs concentration atmosphérique de dioxyde de carbone pendant la terminaison 3 à Vostok.
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Titre Fig. 8 : Enregistrement de la variabilité climatique rapide au Groenland (carotte de NGRIP).
Légende 1/ Amplitudes des changements de température déduites de la mesure du δ15N et δ40Ar dans l'air piégé dans la glace (Kindler et al., 2014). 2/ Variation du signal δ18O de la glace (NGRIP comm. members, 2004). 3/ Variation de méthane (Baumgartner et al., 2014).
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Titre Fig. 9 : Séquence DO (Groenland) vs AIM (Antarctique) - Signal global.
Légende 1/ Variations relatives moyennes du signal δ18O de la glace au Groenland (compilation des signaux normalisés de δ18O de la glace des carottes de GRIP, GISP2 et NGRIP sur l’échelle d’âge AICC2012) 2/ Variations relatives moyennes du signal δ18O de la glace en Antarctique (compilation des signauxnormalisés de δ18O de la glace des carottes de EDC, TALDICE, EDML et Vostok sur l’échelle d’âge AICC2012).
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Titre Fig. 10 : Schéma de la séquence DO (Groenland) vs AIM (Antarctique). Signal régional en Antarctique lors du DO / AIM 8.
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Titre Fig. 11 : Le dernier interglaciaire enregistre dans les carottes de glace.
Légende Les enregistrements de Taylor Dome et Dome F sont sur leur échelle d’âge d’origine (Steig et al., 1998 ; Kawamura et al., 2007). Les autres enregistrements sont sur l’échelle d’âge AICC2012. Les traits horizontaux noirs indiquent le niveau actuel de δ18O ou δD pour les différents sites. Le trait horizontal tireté sépare les carottes datées sur AICC2012 des autres.
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Titre Fig. 12 : L’enregistrement du dernier interglaciaire à NEEM.
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Pour citer cet article

Référence papier

Amaëlle Landais, « Reconstruction du climat et de l’environnement des derniers 800 000 ans à partir des carottes de glace – variabilité orbitale et millénaire. », Quaternaire, Vol. 27/3 | 2016, 197-212.

Référence électronique

Amaëlle Landais, « Reconstruction du climat et de l’environnement des derniers 800 000 ans à partir des carottes de glace – variabilité orbitale et millénaire. », Quaternaire [En ligne], Vol. 27/3 | 2016, mis en ligne le 01 septembre 2016, consulté le 11 décembre 2018. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/7664 ; DOI : 10.4000/quaternaire.7664

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