Extrait de la Lettre n°10 du Programme International Géosphère Biosphère-Programme Mondial de Recherches sur le Climat (PIGB-PMRC)

L’observation du signal atmosphérique dans la carotte de Vostok lors du stade glaciaire 6 (190-140 ka BP) a conduit à remettre en question notre compréhension du cycle de l’isotope de l’oxygène atmosphérique. Cette remise en cause illustre l’importance de la connaissance du passé pour pouvoir aborder le futur de l’évolution climatique : pour cela une bonne connaissance le cycle du carbone et de l’oxygène est nécessaire. Cette approche illustre également la nécessité d’une reconstitution paléoclimatique conjointe à partir des différentes archives continentales, glaciaires et océaniques.

Le signal isotopique de O₂ atmosphérique
L’isotope ¹⁸O de l’eau de mer est depuis plusieurs décennies l’outil de base pour la reconstitution des paléoclimats : il permet d’accéder à l’histoire du volume des calottes des glaces qui recouvrent épisodiquement les hautes latitudes de l’hémisphère Nord et de définir ainsi la succession de climat glaciaires (grand volume de glaces continentales, bas niveau marin) et interglaciaire (faible volume de glaces continentales, haut niveau marin). Ces oscillations du volume des calottes glaciaires servent de cadre à l’étude des oscillations climatiques du Quaternaire; elles se répercutent sur la teneur isotopique de l’eau de mer, définissant ainsi les stades isotopiques successifs.
En 1985, se réalisa au CFR (Gif-sur-Yvette) le projet de mesurer l’isotope de l’oxygène atmosphérique ¹⁸O(O₂) contenu dans les bulles d’air emprisonnées dans les glaces (Bender et al. 1985). L’oxygène de l’air est couplé à celui de l’eau par l’intermédiaire de l’activité photosynthétique des plantes qui connecte les deux réservoirs CO₂ et H₂O d’une part, et O₂ de l’autre. Les différentes étapes mises en jeu lors de cette connexion impliquent des fractionnements isotopiques successifs. L’écart isotopique mesuré entre le réservoir initial de H₂O (eau de mer) et final de O₂ (atmosphère) est de l’ordre de 23‰. Cet écart est connu sous le nom d’effet Dole. Une estimation quantitative a été entreprise par Bender et al (1993) qui a ainsi pu reconstitué l’ordre de grandeur observé, à quelque ‰ près.
Dans un tel schéma, la successions des glaciations qui changent périodiquement la valeur moyenne de la composition isotopique de l’eau de mer d’environ 1,2 ‰ doivent se répercuter sur l’évolution de l’isotope de O₂ atmosphérique, les temps de couplage entre les deux isotopes mettant en jeu des délais de l’ordre du millénaire, bien inférieur aux oscillations climatiques qui, elles, répondent aux cycles de la précession (~20 000 ans ). C’est dans ce contexte qu’ont été publiés les premiers enregistrements de ¹⁸O(O₂), dans les bulles d’air emprisonnées en Antarctique (carotte de Vostok) et au Groenland (forage de Summit). La remarquable concordance de l’amplitude du signal entre ces deux enregistrements, attendue puisque O₂ est bien mélangé dans l’atmosphère à l’échelle de temps considérée, a élevé le signal de 18O(O2) au rang de proxy paléoclimatique.

Le signal de ¹⁸O(O₂) sur le dernier cycle climatique (125 ka - actuel)
L’amplitude de ce signal est de l’ordre de celui de l’isotope de l’eau de mer entre glaciaire et interglaciaire (~1‰); son évolution temporelle est également similaire à celle de l’isotope marin, à la précision de la chronologie établie : tout concourt à étayer l’hypothèse de l’effet Dole selon laquelle l’origine de l’évolution de l’isotope de O₂ aux échelles de temps considérées ici (millénaires) se trouve dans celle de l’eau de mer (Bender et al., 1993). Cette confirmation est lourde d’implication. Outre le fait qu’elle étaye l’interprétation admise du cycle de l’isotope de l’oxygène à travers la biosphère, elle conduit à utiliser dans ce contexte le proxy ¹⁸O(O₂) comme marqueur paléoclimatique de la déglaciation. L’exemple suivant illustre cette utilisation.

Corrélation CO₂, réchauffement climatique
Une question importante au coeur de l’évolution climatique actuelle est de savoir quel a été l’impact de l’augmentation du CO₂ sur le réchauffement climatique (environ 5°C) qui a lieu entre une époque glaciaire et interglaciaire (le CO₂ augmente d’environ 30% entre les deux types de climat). L’estimation de cette contribution ne peut être faite qu’à l’aide des modèles climatiques : actuellement de l’ordre de 0,5 - 1°C pour l’effet direct, de 1 à 2°C en incluant les rétroactions. Par contre une indication fondamentale que peut fournir l’observation est le timing relatif du réchauffement comparé à celui de la variation de CO₂ : par exemple, si cette dernière suit le réchauffement, il est évident qu’elle n’en est pas la cause. De même, si on s’intéresse à la cause des variations du CO₂,, savoir si celles-ci ont précédé ou suivi le réchauffement climatique est une indication précieuse : ainsi, si elles précèdent le réchauffement elles ne peuvent en être la conséquence. Or ces deux paramètres (CO₂/volume des glaces) ne sont pas enregistrés dans les mêmes archives (glace/océan) et il est actuellement très difficile d’établir avec certitude un repère temporel commun. Par contre les chronologies des gaz enfermés dans la même bulle d’air sont identiques. Il est donc tentant d’utiliser les variations de ¹⁸O(O₂) comme proxy de celles de l’eau de mer, elles-mêmes proxy du volume de calottes glaciaires. De plus, cette approche présente l’avantage d’être extrapolable aux 4 cycles climatiques maintenant disponibles, pour lesquels aucune chronologie absolue n’existe. C’est cette approche qu’utilise Broecker (1999) pour l’étude de l’origine des variations du CO₂; elle est basée sur l’hypothèse que les variations de l’isotope de l’eau de mer sont la principale source de celles de l’isotope de O₂ atmosphérique.

L’enseignement du stade glaciaire 6
Le parallélisme entre signal marin et atmosphérique est mis en défaut au cours du stade glaciaire 6. Au cours du stade 6, le signal atmosphérique ¹⁸O(O₂) présente une oscillation d’amplitude comparable à celles des interglaciaires. Le positionnement des différents interglaciaires, en particulier celui les trois interstades 7, situe sans ambiguïté cette phase aux alentours de 160-180 ka BP. Par contre les calottes glaciaires demeurent constamment importantes : le niveau des mers reste bas, à 10% près, durant l’ensemble du stade 6. Ainsi l’oscillation de ¹⁸O(O₂) durant le stade isotopique 6 ne peut trouver son origine dans celle du signal marin, qui lui reste quasiment constant, remettant ainsi en question l’interprétation classique admise.

La question
A cette époque, vers 180-160 ka le cycle d’insolation présente une amplitude importante : quelle partie de la planète répond à cette forte variation? Par quel mécanisme cela influe-t-il sur le signal isotopique? Alors que le climat reste glaciaire aux hautes latitudes, jusqu’où s’étend cette influence glaciaire? C’est d’une autre série d’archives, les continentales, qu’arrive une information importante.

L’évolution du climat durant le stade 6 aux basses latitudes
L’apport des archives continentales et océaniques
La reconstitution climatique continentale concernant l’activité de la mousson d’été sur les tropiques de l’Afrique du Nord peut être envisagée à partir des enregistrements sédimentaires marins obtenus en Méditerranée.
Ceux-ci suggèrent fortement que la mousson a présenté une activité cyclique importante au cours du stade 6 présentant un paroxysme aux alentours de 170-175 ka BP en relation avec le maximum d’insolation d'été de l'Hémisphère Nord. De la même manière que lors des autres maximums d’insolation une phase humide importante s’est développée sur les basses latitudes d’Afrique du Nord comparable à celle qui a lieu périodiquement en relation avec les maximums d’insolation d'été de l'Hémisphère Nord, la plus récente étant celle du début de l’Holocène, conduisant à l’occupation humaine au Sahara. L’existence de cette phase humide est étayée par la présence )d’un dépôt sédimentaire anoxique (sapropèle) en Méditerranée orientale. Le sédiment enregistre également d’autres indicateurs climatiques (plancton, pollen, isotopes, ..) qui confirment que le caractère glaciaire de cette époque s’étendait jusqu’aux moyennes latitudes (M. Rossignol-Strick, 1985).

Une configuration climatique peu courante
Bien que ces observations ne concernent qu’une partie des basses latitudes (zone Afrique), le proxy climatique étudié ici (l’activité de la mousson pendant l'été de l'Hémisphère Nord) indique sans ambiguïté que les basses latitudes ont répondu de façon habituelle au maximum d’insolation d’été qui a eu lieu vers 175 ka BP, même durant la phase glaciaire prononcée du stade 6. Cette réponse est illustrée ici par l’intense activité hydrosphérique entraînant une mousson accrue : l’activité de l’hydrosphère aux basses latitudes a répondu normalement aux cycles d’insolation basses latitudes lors du stade 6, bien que le contexte soit resté glaciaire. Cette situation est peu courante : la plupart du temps l’activité de la mousson, qui correspond aux fortes insolations a lieu durant les interglaciaires.

Modélisation de cette situation
Une simulation de la mousson d’été dans l'hémisphère Nord a été faite en gardant le contexte climatique du stade isotopique 6 (permanence de calottes polaires), mais en simulant les deux conditions extrêmes du cycle d’insolation. Cette simulation a montré que l’activité de la mousson a répondu à l’insolation malgré la présence des calottes polaires (expérience de modélisation soutenue par le programme DTT, INSU-CNRS; contact : valery.masson@lsce.cea. saclay.fr).

Origine des variations du signal ¹⁸O (O₂)
Durant le stade 6, l’hydrosphère aux basses latitudes a répondu au cycle d’insolation alors que le contexte restait glaciaire (faible variation de l’isotope marin). Le cycle important que montre le signal ¹⁸O (O₂) à cette même époque exclut l’isotope marin comme origine et suggère à sa place le cycle hydrosphérique aux basses latitudes et ses conséquences sur la biosphère (Mélières et al., 1997).
Cette origine est-elle exceptionnelle, survenant seulement dans le cadre du stade 6? En fait cette origine existe également au cours de l’ensemble des stades climatiques, puisque le cycle hydrosphérique aux basses latitudes répond régulièrement à l’insolation, présentant un maximum d’activité lors de chaque maximum d’insolation et lors de chaque variation du signal ¹⁸O(O₂); elle peut donc constamment être évoquée pour le cycle de l’isotope de O₂. La contribution de ce cycle hydrosphérique et de ses conséquences sur la biosphère est d’ailleurs signalée par Bender et al (1993) dans l’estimation du fractionnement isotopique. Tout indique ici qu’elle domine en fait largement la contribution du signal marin. La généralisation de la mise en défaut du rôle leader du signal marin lors du stade 6 aux autres cycles climatiques reste cependant à établir définitivement.

Les conséquences : l’intérêt du stade 6
Lorsqu’un indicateur climatique (CO₂, ¹⁸O, pollen, faune...) évolue au cours des cycles climatiques, il est difficile de cerner les différentes composantes à l’origine de cette évolution, puisque le changement glaciaire/interglaciaire se répercute sur l’ensemble de la planète affectant quasiment tous les paramètres. Le stade isotopique glaciaire 6 offre l’opportunité exceptionnelle de séparer l’influence d’un cycle d’insolation de celle de l’existence ou non des calottes glaciaires. Durant ce stade, l’effet des calottes glaciaires est constant (puisque leur volume reste élevé). Seul reste l’évolution de l’impact du cycle d’insolation. Celui-ci a pour conséquence aux basses latitudes une activité cyclique de la mousson d’été HN dont la phase très active entraîne une phase humide sur le Sahara.

Perspective : une reconstitution climatique détaillée au stade 6?
Quelle a été aux différentes latitudes la réponse du climat au cycle d’insolation au cours du stade 6 ? jusqu’où s’est étendue l’influence des calottes glaciaires de l’hémisphère nord? la phase humide sur le Sahara indiqué par les dépôts anoxiques en Méditerranée lors de ce stade peut elle être étayée plus directement au travers d’archives continentales? Qu’en est-il de l’activité de la mousson d’Asie? D’une manière générale comment les tropiques des différents continents ont réagi au cycle d’insolation?
Toutes ces données sont nécessaires pour pouvoir interpréter soit la réponse du paramètre étudié au cycle d’insolation lors du stade 6 (telle la réponse du ¹⁸O(O₂)), soit l’absence de réponse (telle celle du CO₂) soit tout autre réponse intermédiaire (telle celle du méthane). Les archives continentales contiennent ces différentes indications. De plus, sur les continents, la chronologie à ces échelles de temps peut être abordée de façon absolue à l’aide des datations U/Th, en particulier dans les concrétions des cavernes.
Enfin le signal atmosphérique, à l’origine de ces questions provient d’un enregistrement unique, celui de la carotte de glace de Vostok. L’obtention d’une deuxième carotte dans un site comparable (accumulation lente et régulière, peu de déformation liée à l’écoulement..) reste un objectif prioritaire. Nous sommes loin des milliers de carottes océaniques qui ont été disponibles pour lancer les bases des paléoclimats (et pourtant l’obtention de nouvelles carottes océaniques reste d’actualité maintenant que les zones clé sont mieux cernées). Ce projet de forage s’appelle EPICA et les difficultés actuelles liées à ce forage doivent être regardées dans l’optique des décennies d’effort continus qui ont aboutit à la carotte de Vostok en 1999.

Contexte
La réflexion ci-dessus a conduit à la tenue d’un atelier en Mai 99 à Grenoble (LGGE), soutenu par le programme DTT-IT (Dynamique et Transfert Terrestre - Intérieur de la Terre) de l’INSU-CNRS. Cette réflexion continue nécessite de nombreux approfondissements. En parallèle est mené au LSCE la modélisation du cycle de l’isotope de l’oxygène atmosphérique (contact : Hoffman@lsce.cea. saclay.fr).

Contact :
Mélières M.-A.
Lab. de Glaciologie et géophysique de l'Environnement
Université J. Fourier de Grenoble
melieres@lgge.obs.ujf-grenoble.fr