Ce travail a été réalisé dans le cadre des projets LEFE-IMAGO WarmClim et PuLSE financés par l’INSU-CNRS et de projets PNEDC. La FCT (Agence de financement portugaise pour la science et la technologie) a contribué au financement de cette étude au travers du projet CLIMHOL (PTDC/AAC-CLI/10 0157/20 08), de la bourse doctorale de D. Oliveira (SFRH/BD/9079/2012), et de la bourse postdoctorale de F. Naughton (SFRH/BPD/108712/2015). Nous tenons à remercier l’IPEV (Institut Polaire Français Paul Emile Victor) et IODP (Integrated Ocean Drilling Program) ainsi que l’équipe logistique à bord du R/V Marion Dufresne II et du Joides Resolution pour le prélèvement des carottes sédimentaires de la marge ibérique. Nous remercions également V. Hanquiez pour la réalisation d’illustrations et l’équipe technique (M.H. Castéra, L. Devaux et M. Georget) du laboratoire EPOC pour la préparation des échantillons.

1 - Introduction

1Les archives géologiques montrent qu’au cours des derniers 2,5 millions d’années, la Terre a connu de grands changements environnementaux se traduisant par des oscillations entre périodes glaciaires et interglaciaires forcées à l’origine par les variations de l’insolation (Shackleton & Opdyke, 1973 ; Hays et al., 1976). Pendant les périodes glaciaires, les calottes de glace couvraient les deux tiers de l’hémisphère nord avec pour corollaire un niveau marin bas alors que pendant les périodes interglaciaires, elles étaient très restreintes, la glace se retrouvant confinée au Groënland et le niveau marin étant élevé. Ces changements de volume de glace sont identifiés dans les séquences sédimentaires marines par les mesures du rapport isotopique de l’oxygène contenu dans les carbonates des foraminifères benthiques (δ¹⁸O_b), constituant la base de la stratigraphie isotopique marine. Des valeurs légères définissent les périodes interglaciaires sensu lato (s.l.) ou stades isotopiques marins (Marine Isotope Stages, MIS) avec des chiffres impairs tandis que des valeurs lourdes marquent les périodes glaciaires, correspondant à des MIS pairs. À l’intérieur des périodes interglaciaires, une alternance de périodes chaudes, nommées « e », « c » et « a », et plus froides, « d » et « b », est observée, résultant aussi du forçage orbital. La période interglaciaire sensu stricto (s.s.) correspond au sous-stade qui comporte le plus fort minimum de volume de glace, souvent situé juste après la déglaciation.

2Surimposée à cette variabilité orbitale, des changements climatiques abrupts ayant une périodicité millénaire ont ponctué les derniers 800 000 ans. Ces changements sont globaux et se reflètent notamment dans les températures des eaux de surface de l’Atlantique Nord (Martrat et al., 2007) et dans les températures atmosphériques du Groënland (NGRIP members, 2004 ; Barker et al., 2011) et de l’Antarctique (EPICA community members, 2004). Ils se produisent indépendamment de l’état de base du système climatique, c’est-à-dire en période glaciaire et inter-glaciaire. Ces changements sont généralement associés à des variations du volume de glace (Siddall et al., 2003), de la concentration des gaz à effet de serre (Knutti et al., 2004 ; Loulergue et al., 2008) et de la circulation thermohaline (Oppo et al., 2006 ; Lynch-Stieglitz, 2017). Néanmoins, leur amplitude est plus importante lorsque les calottes de glace ont atteint une taille critique (McManus et al., 1999). Les oscillations étant relativement ténues pendant les périodes interglaciaires, la variabilité millénaire intra-interglaciaire reste peu documentée lorsqu’on s’intéresse aux périodes chaudes antérieures à l’Holocène. Néanmoins, les récents enregistrements haute résolution révèlent qu’en Europe, en Atlantique Nord et en Antarctique des oscillations millénaires ponctuent les périodes chaudes du dernier million d’années (Ferretti et al., 2010, 2015 ; Billups et al., 2011 ; Pol et al., 2011, 2014 ; Koutsodendris et al., 2012).

3Nous savons actuellement que les interglaciaires du dernier million d’années qui sont tous des périodes chaudes comme celle dans laquelle nous vivons, sont néanmoins très variables en terme d’intensité, de durée, de variabilité millénaire et de forçage (Tzedakis et al., 2009 ; Past Interglacials Working Group of Pages, 2016). Certains interglaciaires se démarquent par un fort réchauffement, en particulier aux hautes latitudes ; c’est le cas du MIS 11c (~400 000 ans avant le présent), du MIS 9e (~300 000 ans) et du MIS 5e (~125 000 ans) (Masson-Delmotte et al., 2010 ; Barker et al., 2011 ; Past Interglacials Working Group of Pages, 2016). Des enregistrements localisés dans les hautes latitudes de l’hémisphère nord montrent même que le MIS 11 est un « super-interglaciaire » c’est-à-dire un interglaciaire particulièrement chaud, se révélant être le plus chaud du dernier million d’années (de Vernal & Hillaire-Marcel, 2008 ; Melles et al., 2012). Durant ce stade, les calottes de glace du Groënland et de l’Antarctique Ouest ont subi une fonte quasi-totale (Raymo & Mitrovica, 2012 ; Reyes et al., 2014) entraînant un niveau marin de 6 à 13 m plus élevé qu’à l’actuel (Dutton et al., 2015). Le réchauffement des MIS 5e et 9e est aussi associé à une forte régression de la calotte de glace du Groënland bien que moins importante que pendant le MIS 11 (Hatfield et al., 2016). Le niveau marin de l’interglaciaire du MIS 5e était lui aussi particulièrement élevé, 6 à 9 m au-dessus de l’actuel (Dutton et al., 2015). Bien que le forçage orbital (insolation) soit à l’origine des cycles glaciaires-interglaciaires en dictant notamment le « timing » des déglaciations, il ne peut expliquer à lui seul la variabilité de l’intensité des interglaciaires. Par exemple, l’insolation d’été aux hautes latitudes nord présente un fort maximum pendant les MIS 9e et MIS 5e mais un maximum de faible intensité pendant le MIS 11c. Les modèles paléoclimatiques peuvent être utilisés pour examiner les facteurs forçant le climat des interglaciaires passés. Les simulations de températures de Yin & Berger (2012, 2015), faisant partie des rares travaux qui ont tenté l’exercice de simuler le climat des interglaciaires des derniers 800 000 ans, montrent que le fort réchauffement des MIS 9e et 5e aux hautes latitudes serait le résultat du forçage combiné de l’insolation et des gaz à effet de serre (GES) qui sont tous deux particulièrement importants au cours de ces stades alors que pendant le MIS11c, les GES constitueraient le forçage dominant. En effet, pendant ces interglaciaires, les concentrations de CO₂ dans l’atmosphère étaient particulièrement élevées avec les valeurs les plus fortes des derniers 800 000 ans pendant le MIS 9e (Petit, 1999 ; Siegenthaler et al., 2005 ; Bereiter et al., 2015). Néanmoins, les simulations de modèles réalisées par Yin & Berger (2012) ne reproduisent pas les conditions particulières du MIS 11c révélées par les enregistrements des hautes latitudes de l’hémisphère nord.

4Les compilations de données (Lang & Wolff, 2011 ; Past Interglacials Working Group of Pages, 2016) ainsi que les simulations de Yin & Berger (2012, 2015) montrent également une forte variabilité régionale de l’intensité des périodes interglaciaires des derniers 800 000 ans. Par exemple, contrairement aux hautes latitudes, les températures dans le sud de l’Europe apparaissent dans les simulations équivalentes pour tous les interglaciaires. Néanmoins, ceci doit encore être confirmé par des données. Par ailleurs, l’intensité d’un interglaciaire et son expression régionale sont très souvent évaluées en terme de température en portant peu d’intérêt aux précipitations. Or certaines régions apparaissent aujourd’hui très sensibles au réchauffement climatique du point de vue de la disponibilité en eau, c’est le cas de la région méditerranéenne. Pour déterminer l’expression régionale des interglaciaires dans le sud-ouest de l’Europe, il apparaît donc essentiel d’évaluer les changements de précipitations.

5Quant à la durée des interglaciaires des derniers 800 000 ans, elle est généralement comprise entre 10 000 et 30 000 ans (Past Interglacials Working Group of Pages, 2016). Cette durée est implicitement liée aux déglaciations et entrées en glaciation et donc aux mécanismes qui déclenchent ces deux périodes de transition. Si le forçage orbital prescrit grossièrement le « timing » des entrées en glaciation, il ne peut expliquer précisément le déclenchement des entrées en glaciation et donc la durée des périodes chaudes. Certains travaux proposent que la variabilité millénaire ait pu jouer un rôle dans les entrées en glaciation (Past Interglacials Working Group of Pages, 2016). Les oscillations millénaires sont souvent imputées au forçage des « hautes latitudes » c’est-à-dire à la dynamique de la glace associée aux changements de circulation océanique (Atlantic Meridional Overturning Circulation, AMOC). Néanmoins, certains travaux proposent une origine tropicale en démontrant que ces oscillations présentent une cyclicité correspondant aux harmoniques de la précession qui se retrouve seulement dans l’insolation équatoriale (Berger et al., 2006 ; Ferretti et al., 2010 ; Billups et al., 2011).

6Les mécanismes contrôlant l’intensité, la durée, la variabilité et l’expression régionale des interglaciaires restent à ce jour mal connus. Déterminer ces mécanismes apparaît pourtant essentiel pour comprendre l’évolution naturelle de notre interglaciaire qui a commencé il y a 11 700 ans. Dans ce travail, nous nous intéressons aux questions suivantes : quelle est l’intensité des interglaciaires passés dans le sud-ouest de l’Europe et qu’en est-il des changements de précipitations en particulier dans la région méditerranéenne ? La variabilité millénaire intra-interglaciaire est-elle détectée dans les enregistrements de cette région et si oui, comment se caractérise-t-elle en termes d’amplitude et de cyclicité ? Quels sont les mécanismes déterminant la durée des interglaciaires, c’est-à-dire, forçant les entrées en glaciation ? Pour répondre à ces questions, nous présentons une synthèse des études récentes portant sur les changements de la végétation et du climat dans le sud-ouest de l’Europe pendant les interglaciaires passés reconstitués à partir du pollen de carottes de la marge ibérique (fig. 1). L’analyse du pollen préservé dans les sédiments marins couplée à celle de traceurs paléoclimatiques marins est une approche originale qui permet d’évaluer la réponse des différentes composantes du système climatique (atmosphère/végétation, océan) à un changement climatique donné. Nous nous focalisons sur l’expression régionale des interglaciaires des derniers 425 000 ans. Finalement nous discutons des interactions océaniques et atmosphériques forçant les entrées en glaciation en nous intéressant tout particulièrement aux interglaciaires des MIS 11 (vers 425 000 ans) et MIS 19 (vers 800 000 ans) qui sont les meilleurs analogues à l’interglaciaire actuel d’un point de vue des paramètres astronomiques.

2 - Comment étudier les variations climatiques ?

7Les variations du climat résultent de l’influence de forçages climatiques externes, en particulier le forçage astronomique/orbital (insolation) qui est lié à la position de la Terre par rapport au Soleil et à la constante solaire, sur les différentes composantes du système climatique que sont l’atmosphère, l’hydrosphère, notamment les océans, la cryosphère, en particulier les calottes de glace polaires, la lithosphère et la biosphère. Ces différents réservoirs agissent à leur tour sur le climat au travers de rétroactions négatives ou positives qui, respectivement, atténuent ou amplifient le signal climatique. Un changement climatique se caractérise notamment par une fréquence, une durée et une amplitude qui résultent du forçage astronomique auquel s’ajoutent divers forçages internes liés aux différents réservoirs (AMOC, mécanique interne de la glace, végétation, éruptions volcaniques, concentrations du CO₂, albédo, etc.). Les enregistrements paléoclimatiques marins, de glace et continentaux permettent de reconstituer l’impact des changements climatiques sur les différents réservoirs dans le passé. Toutefois pour comprendre les mécanismes contrôlant la fréquence, la durée et l’amplitude des variations climatiques, il est nécessaire de comparer les changements enregistrés dans les séquences terrestres avec les archives marines, ce qui est souvent difficile en raison du manque de précision des différents cadres chronologiques. En effet, ces séquences dispersées géographiquement ont des modèles d’âge différents, certains basés sur des datations radiométriques (¹⁴C, U/Th…), d’autres sur des datations relatives (stratigraphie isotopique, calage orbital…), comportant tous des incertitudes chronologiques pouvant aller de quelques décennies à plusieurs milliers d’années. Une façon de contourner ce problème est de travailler sur des carottes marines à sédimentation continue et non perturbée, riches en pollen et spores, qui nous renseignent sur l’histoire de la végétation et par conséquent, sur le climat du proche continent. Ces carottes renferment par ailleurs des indicateurs paléoclimatiques marins permettant d’estimer la température et la salinité des eaux de surface (foraminifères planctoniques, kystes de dinoflagellés, alcénones, coccolithes, diatomées, etc.), les caractéristiques des eaux du fond (Mg/Ca des ostracodes ou des foraminifères benthiques, δ¹³C, etc.), la dynamique des icebergs et l’instabilité des calottes polaires (IRD, « Ice Rafted Debris » qui sont des éléments grossiers apportés par les icebergs) et le volume de glace stocké aux pôles δ¹⁸O des foraminifères benthiques ; il est toutefois à noter que d’autres facteurs comme la température des eaux de fond et la salinité influencent ce rapport isotopique et donc biaisent la relation avec le volume de glace dans ces enregistrements). La comparaison directe de ces différents types d’enregistrements paléoclimatiques dans une même archive permet d’une part d’identifier les changements climatiques qui ont affecté le continent/l’atmosphère et de les comparer directement avec la réponse d’autres composantes du système climatique comme l’océan. Ceci permet aussi de documenter d’éventuels déphasages dans la réponse de ces réservoirs à un même changement climatique et enfin de discuter de la fréquence et de la nature de ces changements. Une comparaison entre données et sorties de modèles paléoclimatiques permet en plus de tester la validité de ces dernières et donc, le réalisme des mécanismes impliqués dans les différents modèles pour reproduire le changement climatique.

3 - Les archives polliniques marines

8Depuis une cinquantaine d’années, plusieurs campagnes océanographiques réalisées dans le cadre de programmes internationaux tels que IMAGES ou ODP/IODP (International Ocean Drilling Program), ont permis de collecter des carottes marines sur la marge européenne dont les sédiments sont riches en pollen. Le pollen produit par la végétation du proche continent arrive à l’océan par les vents et les fleuves. Il est alors ingéré par les organismes planctoniques et par ce biais intégré dans des pelotes fécales, ou bien aggloméré avec les argiles (Mudie & McCarthy, 2006). Grâce à ces processus, la flottabilité du pollen diminue et il est peu influencé par les courants océaniques. Il devient donc partie intégrante de la neige marine et traverse la colonne d’eau avec une vitesse de sédimentation relativement importante (estimée à ~100 m/jour dans la colonne d’eau atlantique) avant de se déposer au fond des océans (Hooghiemstra et al., 1992). Des études portant sur la pluie pollinique récente en domaine marin que ce soit sur la marge ibérique (Turon, 1984a ; Naughton et al., 2007) mais aussi dans le Golfe de Gascogne (Turon, 1984b), en Méditerranée (Koreneva, 1971), sur la marge africaine (Hooghiemstra et al., 1986 ; Dupont & Wyputta, 2003), ou sur les marges ouest et est de l’Amérique du Nord et dans le golfe du Mexique (Heusser & Balsam, 1977 ; Heusser, 1985 ; Heusser & Van de Geer, 1994) montrent que le pollen des sédiments océaniques reflète une image intégrée de la végétation régionale du proche continent et, par conséquent, les paramètres climatiques sous lesquels cette végétation s’est développée. En particulier, Naughton et al. (2007) démontrent par la comparaison de spectres polliniques actuels de l’océan profond, d’estuaires et d’échantillons de surface continentaux que le signal pollinique de la marge ibérique représente de façon fiable la végétation du proche continent. En effet, les spectres polliniques du nord de la marge reflètent la forêt tempérée, dite atlantique, se développant dans le nord-ouest de la péninsule Ibérique, et plus particulièrement la chênaie caducifoliée, alors que ceux du sud de la marge discriminent la forêt méditerranéenne, c.à.d. e.g. la forêt tempérée chaude et le maquis thermophile, caractéristique de la partie méridionale de la péninsule (fig. 1). Cette représentation fiable est liée à l’origine fluviatile prédominante de l’apport pollinique. En effet, dans cette zone, l’apport fluviatile est favorisé car les vents dominants sont du nord-ouest et les bassins hydrographiques des rivières de la péninsule Ibérique sont importants, ce qui favorise le transport fluviatile (Dupont & Wyputta, 2003 ; Naughton et al., 2007).

4 - La diversité des interglaciaires des derniers 425 000 ans
dans le sud-ouest de l’Europe

9La séquence du sud-ouest de la marge ibérique est un enregistrement sédimentaire composite de trois sites jumeaux (MD95-2042, MD01-2443 et IODP U1385), localisés vers 37°N (fig. 1 et 2 ; Sánchez Goñi et al., 1999, 2016 ; Tzedakis et al., 2004 ; Chabaud et al., 2014 ; Oliveira et al., 2016 ; données inédites). Le pollen de ce site provient de la végétation du sud-ouest de la péninsule Ibérique, dominée par la forêt méditerranéenne. Cette région est influencée par un climat méditerranéen qui se distingue par des étés chauds et secs et des hivers doux et humides (fig. 1).

10Quant à l’enregistrement du nord-ouest de la marge ibérique, c’est un composite issu de trois carottes (MD99-2331, MD01-2447 et MD03-2697) prélevées à 42°N permettant de retracer les changements de végétation dans le nord-ouest de la péninsule Ibérique au cours des derniers 425 000 ans (fig. 1 et 3; Desprat et al., 2005, 2006, 2007, 2009 ; Sánchez Goñi et al., 2005, 2008 ; Naughton et al., 2007, 2009 ; données inédites). La végétation caractéristique de cette région est la forêt atlantique (ou forêt tempérée humide) se développant sous l’influence d’un climat atlantique, c’est-à-dire tempéré et humide avec une faible saisonnalité (fig. 1). En hiver, ces deux régions sont influencées par les vents d’ouest qui amènent les précipitations. Par contre, en été la région méditerranéenne est influencée par le système tropical au travers de la branche descendante de la cellule de Hadley et des anticyclones subtropicaux associés qui produisent la sécheresse estivale alors que le nord-ouest de la péninsule reste sous l’influence des vents d’ouest.

11Les deux enregistrements montrent que les stades isotopiques interglaciaires sont marqués par l’augmentation du pollen d’arbres, caractérisant la forêt tempérée humide dans le nord et la forêt méditerranéenne dans le sud, au détriment du pollen d’herbacées et plus particulièrement des plantes semi-désertiques. Ces changements de végétation indiquent un réchauffement et une augmentation des précipitations (fig. 3). Néanmoins, chacun de ces stades comportent deux à trois phases majeures d’expansion de la forêt correspondant chacun à un minimum de volume de glace marquant les sous-stades isotopiques « a », « c » et « e » pour les MIS 5, 7 et 9 et « a » et « c » pour le MIS 11. Généralement, la première phase de développement de la forêt de chaque MIS correspond à l’interglaciaire s.s. (même si un doute subsiste pour le MIS 7) sachant qu’elle est contemporaine du minimum de volume de glace le plus important du stade. L’intensité de l’interglaciaire dans ces deux régions du sud de l’Europe peut être estimée grâce aux pourcentages de pollen d’arbres. Plus particulièrement, dans le sud de la péninsule, l’expansion de la forêt méditerranéenne qui comporte des éléments méditerranéens (chênes verts, oliviers, pistachiers…) à basse altitude et des éléments tempérés se développant sous des conditions plus humides au niveau des reliefs, indique l’installation d’un climat méditerranéen, saisonnier, caractérisé par des hivers doux et humides et des étés chauds et secs. Il faut noter que le développement de cette forêt est principalement limité par les précipitations hivernales, et donc que l’amplitude d’expansion de la forêt d’un interglaciaire traduira l’importance des précipitations. Dans le nord-ouest de la péninsule Ibérique, l’expansion de la forêt atlantique pendant les périodes chaudes est principalement limitée par les températures hivernales. Des différences d’expansion maximale d’un interglaciaire à l’autre refléteront alors un réchauffement plus ou moins important dans le nord-ouest de la péninsule. Les enregistrements polliniques de la marge ibérique montrent que l’amplitude du développement de la forêt méditerranéenne est spécifique à chaque interglaciaire tandis que l’expansion de la forêt atlantique est similaire, les pourcentages de pollen d’arbres atteignant 80 % pour les cinq interglaciaires des derniers 400 000 ans (fig. 2 et 3). Cela suggère que les précipitations dans le sud de la péninsule Ibérique sont différentes d’un interglaciaire à l’autre, l’Holocène et le dernier interglaciaire (MIS 5e) étant plus humides que les MIS 9e, 11c et 19c, et le MIS 7e étant le plus sec. Par contre, les températures maximales interglaciaires dans le nord-ouest de la péninsule Ibérique apparaissent équivalentes au cours des derniers 400 000 ans.

12Il existe six séquences polliniques continentales longues dans le sud de l’Europe : Tenaghi Philippon, Ioanina et Kopais localisées en Grèce (Tzedakis, 1993 ; Tzedakis et al., 1997, 2006 ; Okuda et al., 2001), Praclaux dans le Massif central (Reille et al., 2000 ; de Beaulieu et al., 2001), Lake Ohrid en Albanie (Sadori et al., 2016), et Valle di Castiglione en Italie (Follieri et al., 1988). Néanmoins, nous ne comparerons nos données ni avec la séquence Valle di Castiglione qui n’atteint que le MIS 7, ni avec Kopais et Ioanina qui n’ont pas une résolution temporelle suffisante. Tenaghi Philippon et Praclaux montrent, comme la séquence de la marge nord-ouest ibérique, très peu de différences dans l’amplitude d’expansion de la forêt entre les interglaciaires des derniers 400 000 ans. Comme pour le nord-ouest de la péninsule Ibérique, la végétation dans le Massif central n’est pas limitée par les précipitations mais principalement par les températures. Quant au site de Tenaghi Philippon, bien que situé dans la région méditerranéenne, il se trouve à la limite nord-orientale de cette zone où les hivers sont plus froids et les étés moins secs (Saaroni et al., 1996 ; Xoplaki et al., 2003) ; la végétation se développant alentours est donc moins limitée par les précipitations. Les pourcentages de pollen arboréen de ces séquences terrestres étant très proches d’un stade à l’autre, cela confirme que les différences de températures dans le sud de l’Europe entre les interglaciaires des derniers 425 000 ans sont faibles, du moins pas assez importantes pour avoir des conséquences sur l’extension de la forêt. La séquence du lac Ohrid qui couvre les derniers 500 000 ans montre qu’en Albanie la forêt était plus ouverte, indiquant un climat plus chaud et plus sec pendant l’Holocène et le dernier interglaciaire que pendant les interglaciaires plus anciens (Sadori et al., 2016). Dans le sud-ouest de la péninsule Ibérique, les interglaciaires récents sont au contraire marqués par un couvert forestier plus important attestant de conditions hivernales plus humides. Il faut toutefois noter que le lac Ohrid est soumis à un climat continental (Popovska & Bonacci, 2007) avec des étés chauds et des hivers très froids et une sécheresse estivale moins marquée que celle typique du régime méditerranéen, régime qui caractérise le climat du sud-ouest de la péninsule Ibérique ; ce qui pourrait expliquer des différences locales au sein même du sud de l’Europe.

13La variabilité régionale des changements climatiques est particulièrement illustrée par la comparaison avec les changements observés aux hautes latitudes. Précédemment, nous avons mentionné que les interglaciaires MIS 5e, 9e et 11c apparaissent comme les périodes plus chaudes aux hautes latitudes résultant d’un forçage orbital et/ou des GES importants (fig. 2 ; Yin & Berger, 2012, 2015). Par conséquent, nous pouvons dire que même si un interglaciaire est marqué par un réchauffement et une fonte des calottes de glace importants dans les hautes latitudes de l’hémisphère nord, il n’est pas forcément associé à une forte augmentation des températures dans le sud-ouest de l’Europe. Par contre, des différences notables de précipitations sont détectées d’un interglaciaire à l’autre mais pour autant aucune relation ne semble évidente entre réchauffement des hautes latitudes en relation avec de fortes concentrations de GES et augmentation de la sécheresse en région méditerranéenne contrairement à ce qu’indiquent les simulations du climat futur (Hoerling et al., 2012). Les forçages responsables de la diversité des interglaciaires en terme d’intensité des précipitations dans la région méditerranéenne restent encore à définir. Un bon candidat serait un des paramètres orbitaux déterminant l’insolation, la précession, qui a une influence importante sur le climat des régions situées à des latitudes inférieures à 40°N (Ruddiman & McIntyre, 1984). La précession contrôle l’amplitude de la saisonnalité et donc la quantité de précipitations hivernales dans les régions subtropicales comme suggéré par des simulations récentes (Yin & Berger, 2012) et les observations (e.g. Sánchez Goñi et al., 2008 ; Oliveira et al., 2016).

5 - La durée et la variabilité millénaire des interglaciaires et les mécanismes forçant les entrées en glaciation

14La durée des phases forestières dans la péninsule Ibérique et en particulier de la première phase qui correspond à la période interglaciaire s.s. varie entre ~9 000 ans pour l’interglaciaire du MIS 7 et ~31 000 ans pour celui du MIS 11 alors que l’Holocène a commencé il y a 11 700 ans. Il est intéressant de noter que les interglaciaires des MIS 11 et 19 qui sont semblables à l’interglaciaire actuel d’un point de vue du forçage astronomique (Loutre & Berger, 2000) sont caractérisés par un couvert forestier persistant pendant des durées très différentes, 30 000 ans pour le MIS 11 et 12 300 ans pour le MIS 19 (interglaciaire Tajo, fig. 4), respectivement (fig. 2). Néanmoins, il est connu que même si le MIS 11 est marqué par une insolation variant avec une amplitude similaire à notre interglaciaire, il présente une caractéristique atypique. Il comporte en son milieu un minimum d’insolation, certes faible, qui n’a pas engendré d’entrée en glaciation, ne mettant donc pas fin à l’interglaciaire mais générant un interglaciaire particulièrement long sur un cycle et demi de précession. Néanmoins, il reste un bon analogue pour examiner les mécanismes associés à l’entrée en glaciation qui a eu lieu avec la diminution d’insolation suivante. Nous allons maintenant nous focaliser sur la variabilité climatique des analogues orbitaux à notre interglaciaire, les MIS 11c et MIS 19c, et son rôle potentiel dans les entrées en glaciation.

15L’analyse pollinique des MIS 11 et 19 du site U1385 montre qu’une succession d’épisodes, d’expansion et de contraction de la forêt méditerranéenne a eu lieu tout au long de ces stades même pendant les périodes interglaciaires s.s. MIS 11c et MIS 19c (Oliveira et al., 2016 ; Sánchez Goñi et al., 2016) (fig. 4, MIS 19 pris comme exemple). Les expansions sont interprétées comme une augmentation des précipitations hivernales et donc des vents d’ouest avec une direction plus zonale influençant davantage le sud de la péninsule Ibérique. Une direction plus méridionale de ces vents d’ouest apporterait moins de précipitations dans cette région et expliquerait la diminution du couvert forestier.

16Ces données polliniques peuvent être comparées avec les SST-alcénones et les pourcentages du biomarqueur C_37:4 du site U1385 indiquant les apports d’eau douce, ainsi qu’avec le contenu en IRD de sites situés plus au nord permettant de retracer les débâcles d’icebergs en Atlantique Nord. Nous constatons que seuls les événements les plus froids et secs sur le continent (plus fortes réductions de forêt) mais aussi les plus longs sont associés à une diminution des températures des eaux de surface et à des débâcles d’icebergs en Atlantique Nord (fig. 4 ; Oliveira et al., 2016 ; Sánchez Goñi et al., 2016). En effet, les épisodes de réduction de forêt au sein des MIS 19c et 11c ne sont pas associés à un refroidissement des eaux de surface sur la marge ibérique, ni à des décharges d’icebergs en Atlantique Nord (fig. 4). Ceci confirme que des épisodes millénaires froids et secs peuvent avoir lieu quel que soit le volume de glace (Oppo et al., 1998 ; Desprat et al., 2009). Par contre, leur intensité et leur durée sont modulées par des mécanismes de rétroactions positives sur l’AMOC associées à la dynamique de la glace et en particulier à l’apport d’eau douce issu du vêlage et dispersion des icebergs (Barker et al., 2015 ; Oliveira et al., 2016).

17Pendant les MIS 19c et 11c, l’enregistrement des SST de la marge ibérique indique que les eaux de la gyre subtropicale restent chaudes quelles que soient les conditions d’humidité sur le continent. La récurrence d’épisodes de sécheresse dans le sud-ouest de la péninsule Ibérique impliquerait donc des augmentations périodiques d’arrivée d’air humide et chaud associé au courant ouest de la gyre subtropicale, aux hautes latitudes de l’Atlantique Nord (fig. 4). Dans la gyre subpolaire, nous observons également des températures qui restent chaudes au cours du MIS 19c ainsi que l’absence de décharges d’icebergs (Alonso-Garcia et al., 2011). Le découplage répété entre une mer chaude et une atmosphère plus froide et sèche observé au niveau de la marge sud-ouest ibérique pendant les MIS 19c et 11c n’est donc pas associé à la dynamique des calottes polaires, et donc au climat des hautes latitudes.

18Les données polliniques du MIS 19 ont fait l’objet d’une analyse spectrale qui révèle que la variabilité climatique millénaire de ce stade a une cyclicité de 5 000 ans. Cette cyclicité semble être associée aux changements d’insolation à l’équateur, en particulier au quatrième harmonique de la précession (Berger et al., 2006) qui génère des périodes de surplus de chaleur dans les basses latitudes, avec par conséquent, un gradient des températures des eaux de surface plus important entre cette région et les pôles. Cette augmentation répétée du gradient thermique dirige les vents d’ouest vers le nord, augmentant la sécheresse dans la péninsule Ibérique et favorisant l’apport d’humidité dans les hautes latitudes. Cette humidité qui tombe sous forme de neige est nécessaire pour l’accumulation de glace aux hautes latitudes au moment où l’insolation d’été diminue graduellement, favorisant l’entrée en glaciation (fig. 4). Les épisodes de découplage SST-forêt s’observent d’ailleurs en même temps qu’une augmentation des valeurs de δ¹⁸O_b suggérant des augmentations de volume de glace (fig. 4). La variabilité millénaire pendant le MIS 19c serait donc liée au forçage tropical et pourrait avoir joué un rôle prépondérant dans l’entrée en glaciation sous des conditions de forçage astronomique très semblable à notre interglaciaire. Néanmoins, l’analyse spectrale des données polliniques de l’Holocène (marge ibérique) montre que notre interglaciaire est caractérisé par une variabilité climatique ayant une cyclicité dominante de 2 500 ans et donc différente de celle du MIS 19c. Si la variabilité climatique millénaire est un facteur important dans les entrées en glaciation comme montré dans ce travail, le MIS 19c ne serait pas un bon analogue de l’interglaciaire actuel et leur durée ne serait donc pas nécessairement la même.

6 - Conclusion

19L’analyse du pollen préservé dans les sédiments marins de la marge ibérique permet de recueillir des informations uniques sur le climat des interglaciaires des cycles climatiques passés. Deux séquences longues prélevées sur la marge ibérique, la plus septentrionale couvrant les derniers 425 000 ans et la plus méridionale les derniers 800 000 ans, ont été étudiées afin d’évaluer l’intensité, la durée et la variabilité des interglaciaires passés dans le sud-ouest de l’Europe. Ces études montrent que les interglaciaires sont tous marqués par le développement d’une forêt atlantique au nord de la Péninsule et d’une forêt méditerranéenne au sud mais ils présentent effectivement une diversité importante et des caractéristiques différentes dans les deux régions. Nos données montrent que contrairement aux hautes latitudes où les différences de températures d’un interglaciaire à l’autre sont importantes, dans le nord de la péninsule Ibérique elles ne semblent pas significatives. Par contre, les différences d’intensité des interglaciaires sont très marquées dans le sud mais ici associées aux précipitations. Nous n’avons néanmoins pas observé de concordance entre températures très chaudes aux hautes latitudes et sécheresse accentuée en région méditerranéenne comme le suggèrent les simulations du climat futur. Notre approche de comparaison directe entre les traceurs atmosphériques (pollen) et marins a aussi permis de discuter des mécanismes jouant un rôle dans les entrées en glaciation, et en particulier du rôle de la variabilité millénaire, lors de périodes caractérisées par un forçage astronomique semblable à notre interglaciaire (MIS 19c et 11c). Effectivement, ces deux interglaciaires sont marqués par une forte variabilité millénaire traduisant le passage récurrent d’une configuration de vents d’ouest zonale à une configuration méridionale, amenant l’humidité nécessaire aux hautes latitudes pour l’accumulation de glace et donc favorisant les entrées en glaciation. Cette variabilité millénaire de la circulation atmosphérique ayant une cyclicité de 5 000 ans (MIS 19c) serait liée au forçage tropical d’origine astronomique et non au forçage des hautes latitudes.