Conditions climatiques du Quaternaire et analyses de séries temporelles : composition isotopique de l'oxygène et teneur en CO2

Gilles Delaygue

CEREGE, Aix-en-Provence

Benoît Urgelli

ENS Lyon / DGESCO

Yvan Formenti

20/06/2000

Résumé

Comparaison de séries temporelles : forages sédimentaires océaniques et forage des calottes polaires. Compréhension des variations des marqueurs paléoclimatiques, datation des séries. Synchronisation de séries et recherche de corrélation, ou d'anti-corrrélation, temporelle.


Introduction

Ce TD s'articule autour de la comparaison de séries océaniques, démarche qui a permis historiquement de mettre au point une échelle isotopique et de prouver le lien avec l'insolation. Cette comparaison est ici essentiellement qualitative, mais elle est accompagnée de calculs simples. Les séries sont basées principalement sur la composition isotopique de l'oxygène, dont les variations sont dues au fractionnement isotopique (voir Annexe 1). Les données utilisées sont disponibles (voir la partie Données).

Datation d'une série marine : définition des cycles glaciaires-interglaciaires.

Des restes de moraines, des fossiles typiques des milieux froids, ont montré que la Terre a connu récemment des périodes plus froides, caractérisées par de grandes calottes de glace occupant la partie Nord des continents américain et européen. Le stockage d'eau dans ces calottes a fait baisser le niveau de la mer. De plus, comme les précipitations formant ces calottes étaient appauvries en oxygène 18 par rapport à l'oxygène 16, ce stockage a aussi enrichi l'océan en oxygène 18 par rapport à l'oxygène 16.

Figure 1. Bilan de masse de l'eau glaciaire / interglaciaire

Bilan de masse de l'eau glaciaire / interglaciaire

Le stockage d'eau dans ces calottes a fait baisser le niveau de la mer. De plus, comme les précipitations formant ces calottes étaient appauvries en oxygène 18 par rapport à l'oxygène 16, ce stockage a aussi enrichi l'océan en oxygène 18 par rapport à l'oxygène 16.


Cet enrichissement a été enregistré dans les carbonates marins, sédimentés au fond des océans et ramenés à la surface à l'aide de carottiers. La composition isotopique de ces carbonates varie aussi, lors de leur formation, avec la température : un réchauffement les appauvrit en oxygène 18 par rapport à l'oxygène 16, selon une relation approximative de 4°C pour 1‰ δ18O. La composition isotopique des carbonates permet donc de reconstruire les variations de température et de composition isotopique de l'océan.

Figure 2. Trois séries temporelles de composition isotopique de l'oxygène ( δ18O) issues de carottes forées dans différentes régions de l'océan

Trois séries temporelles de composition isotopique de l'oxygène ( δ18O) issues de carottes forées dans différentes régions de l'océan

Les compositions isotopiques sont données en fonction de la profondeur (attention l'échelle est inversée).


Question 1 : Décrire les variations depuis le sommet des carottes. Peut-on trouver des formes communes aux trois séries ? Si de telles formes existent, comment peut-on expliquer qu'elles n'apparaissent pas aux mêmes profondeurs dans les trois carottes ? (réponse)

Question 2 : Estimer le rapport entre les taux d'accumulation des trois carottes. ( réponse)

Question 3 : Comment peut-on interpréter les variations du δ18O ? À quoi correspondent les maxima et minima ? Peut-on estimer les variations de températures associées ? (réponse)

Dans les années 1960, les scientifiques ont comparé des centaines de carottes issues de tous les océans et ont montré que les variations de la Figure 2 sont globales.

Question 4 : Comment prouver que les variations de la Figure 2 sont bien les mêmes d'une série à l'autre ? (réponse)

Nous allons maintenant essayer de dater ces trois séries, par deux techniques différentes. Dans tous les cas, seuls quelques points de contrôle sont datés, et on suppose un taux d'accumulation constant entre ces points.

Datation radiométrique

Les sédiments n'étant pas facilement datables, trois points de contrôle seulement sont disponibles.

  • Dernier maximum glaciaire (dernière période la plus froide) : 21.000 ans (datation 14C).
  • Avant-dernier inter-glaciaire (avant-dernière période la plus chaude) : 125.000 ans (datation U/Th sur coraux).
  • Inversion magnétique Brunhes-Matuyama : 780.000 ans (datation K/Ar sur laves).

Question 5 : À quelles profondeurs correspondent les deux premières dates dans les trois séries de la Figure 2 ? (comparer avec les données) (réponse)

Question 6 : Établir les relations âge - profondeur pour les trois séries en utilisant les deux premières dates, et en supposant un taux d'accumulation constant. (réponse)

L'inversion Brunhes-Matuyama n'existe que dans la carotte ODP 677, à la profondeur de 3.030 cm.

Question 7 : Établir la relation âge - profondeur pour la série ODP 677 en utilisant les première et troisième dates. Est-elle différente de la relation obtenue en Question 6 ? (réponse)

Question 8 : Calculer les taux de sédimentation pour les trois séries. (réponse)

Cette technique de datation est très sensible aux dates de contrôle, surtout lorsqu'on utilise les deux dates les plus récentes. À titre d'exemple, l'âge du dernier maximum glaciaire était estimé à 18.000 ans encore récemment (par 14C), alors qu'il est maintenant de 21.000 ans (par U/Th). Une méthode plus fiable est donc nécessaire pour pouvoir démontrer que les variations des séries sont bien contemporaines, et donc globales.

Datation par corrélation avec les variations d'insolation

La méthode utilisée par les scientifique dans les années 1970 a été de corréler les variations océaniques avec celles de l'insolation. Ces dernières proviennent des modifications de l'orbite terrestre dues à l'interaction des planètes du système solaire, selon trois périodes principales (100, 40 et 23 milliers d'années). Ces modifications ont été calculées avec une bonne précision depuis le début du siècle (Milankovitch). Un travail par analyse en fréquences des séries océaniques a permis deux avancées. D'une part montrer que cette technique fournit une datation compatible avec la précédente par âges radiométriques. Ceci prouve que ces variations d'insolation sont responsables de variations climatiques globales enregistrées dans les sédiments. D'autre part de fournir une datation fiable (avec une précision d'environ 5.000 ans) pour toute série océanique.

Ce travail par analyse fréquentielle n'est pas accessible pour nous. On peut réaliser une telle corrélation "à la main", en datant quelques points pics à pics entre l'insolation et une série océanique. La Figure 3 montre ces variations d'insolation (pour le solstice d'été, à 65°N de latitude) sur les derniers 600.000 ans, ainsi que la série ODP 677 datée par la technique précédente.


Question 9 : Pourquoi avoir choisi l'insolation pour 65°N, au solstice d'été ? (réponse)

Question 10 : Estimer quelques dates de la série ODP 677 à l'aide de la série d'insolation. (données) Tracer alors le taux d'accumulation. (réponse)

Question 11 : En comparant les trois séries, dégager les variations communes et les numéroter dans l'ordre croissant depuis la période moderne. On adoptera la convention suivante : une variation chaude est repérée par une chiffre impair, froide par un chiffre pair. (réponse)

Cette synthèse des variations communes (donc potentiellement globales) est appelée « échelle isotopique », elle sert de référence pour dater et corréler les carottes. Ce travail a été réalisé sur des dizaines de carottes par le groupe SPECMAP afin d'obtenir une courbe synthétique représentative des variations globales de la composition océanique (données).

Question 12 : Si on échantillonne la carotte RC13-110 tous les 10 cm, quelle durée représente ces 10 cm ? Quelle variabilité temporelle (résolution temporelle) peut-on ainsi décrire sur les carottes RC, et ODP ? (réponse)

Interprétation des données

Les carbonates analysés dans ces carottes sont essentiellement synthétisés par des organismes (Foraminifères notamment). Selon leur profondeur de développement, les variations de la composition isotopique de ces carbonates permettent de reconstruire :

  • pour les espèces benthiques (vivant près du fond), les variations de la composition isotopique de l'eau, les variations de température étant généralement faibles ;
  • pour les espèces planctoniques (vivant en surface), les variations de la température et de la composition isotopique de l'eau.

Question 13 : Sachant que le signal isotopique de la carotte ODP 677 a été obtenu à partir d'organismes benthiques, quelle a été la variation de la composition isotopique de l'océan sur un cycle glaciaire-interglaciaire ? (réponse)

Question 14 : Dans la même carotte, l'analyse des carbonates d'origine planctonique indique une variation d'environ 2 ‰ sur un cycle. D'autre part, différentes techniques (espèces de Foraminifères, composition chimique du sédiment) permettent d'estimer une variation de la température de surface d'environ 3°C. Calculer la variation du δ18O des Foraminifères due à ce refroidissement. (réponse)

Question 15 : En déduire la variation globale du δ18O océanique. Correspond-elle à la variation enregistrée par les Foraminifères benthiques (1,7‰) ? Expliquer la différence. (réponse)

Question 16 : On suppose que l'eau des calottes stockée sur les continents en période glaciaire a une composition isotopique moyenne de -40‰ (Figure 1). En écrivant la conservation globale des isotopes (du δ18O) entre les périodes interglaciaire et glaciaire, estimer la variation totale du niveau marin (sur une profondeur totale de 3.800m) lors d'un cycle. (réponse)

Datation et synchronisation des séries polaires : une avance de l'hémisphère Sud ?

La glace accumulée dans les calottes polaires fournit également de précieuses informations sur les variations du climat en région continentale. Deux zones de forage profond sont présentées ici : le site de Vostok sur le plateau antarctique, ainsi que les sites de GRIP et GISP au sommet du Groenland (Figure 4).

Les calottes de glace : des enregistrements du climat polaire

Si l'on veut comparer le signal isotopique de la glace à celui des sédiments sur les mêmes échelles de temps (plusieurs centaines de milliers d'années), il faut forer les calottes les plus épaisses, au centre du Groenland et de l'Antarctique.

Question 17 : Sachant que l'accumulation est 10 fois plus faible au centre de l'Antarctique qu'au centre du Groenland (à cause de la température et des précipitations), et que les calottes sont à peu près de la même épaisseur, dans quelle calotte pourra-t-on remonter le plus loin dans le temps ? (réponse)


Question 18 : Étant donné que le phénomène de diffusion homogénéise les variations isotopiques de la glace (notamment les variations saisonnières), dans quelle calotte pourra-t-on diminuer le pas d'échantillonnage et obtenir la meilleure résolution temporelle (comparer les signaux de la Figure 4). (réponse)

Si l'on compare ces séries, les profils de GISP et GRIP sont remarquablement identiques (les 2 sites sont distants de 30 km), mais ils ne présentent que peu de similarité avec celui de Vostok, excepté la longue période initiale très stable (l'Holocène), et la dernière déglaciation (augmentation brutale des compositions isotopiques). Il est donc nécessaire de dater ces profils afin de les comparer.

Les problèmes de datation

Comme pour les séries océaniques, on peut faire l'hypothèse d'une accumulation constante tout au long des profils. Les accumulations de neige observées pour les différents sites sont les suivantes :

  • Vostok (-55°C) : 2 cm/an ;
  • GRIP et GISP (-30°C) : 20 cm/an.

Question 19 : Quelles sont les valeurs moyennes des compositions isotopiques sur les derniers milliers d'années (Holocène) au centre du Groenland (δ18O) et à Vostok (δD) ? En utilisant la relation globale δD = 8 x δ18O +10 , comparer ces moyennes. D'où vient la différence ? (réponse)

Question 20 : Calculer les âges à partir de ces accumulations, et tracer les profils isotopiques sur une même échelle de temps (données). Datés de cette façon, les profils se ressemblent-ils plus ? (réponse)

Le problème de datation de ces carottes de glace provient de leur longueur par rapport à la calotte : en forant jusqu'au fond des calottes (près du socle rocheux), on récupère de la glace qui a été déformée par la pression, fortement amincie depuis le sommet. Pour dater ces profils il est nécessaire d'utiliser un modèle glaciologique, capable de prendre en compte cet amincissement. La Figure 5, ci-dessous, montre les profils âge - profondeur, dont la pente augmente fortement vers le fond et qui s'éloignent d'une relation linéaire.


Ainsi datés, les profils isotopiques se ressemblent fortement sur le premier cycle glaciaire-interglaciaire comme le montre la Figure 6, tandis que le forage de Vostok permet de documenter quatre cycles (voir Question 17).


Cette datation glaciologique indépendante pour les deux régions polaires permet d'étudier d'éventuels décalages dans le temps (déphasage) entre ces régions.

Question 21 : Comparer les variations isotopiques enregistrées au Groenland et en Antarctique sur les 100.000 dernières années. Peut-on trouver des analogues, et si oui apparaissent-ils en même temps ? (réponse)

Un "calage" très précis des séries, avec une précision de quelques milliers d'années, a été réalisé en utilisant les variations de concentration en gaz contenus dans les bulles de la glace. Ce calage montre effectivement une avance d'environ 3.000 ans des variations en Antarctique par rapport au Groenland [1].

Les vitesses de variation de la température et du CO2.

À partir de ces enregistrements de variations climatiques, à travers les isotopes, mais aussi le CO2 et bien d'autres marqueurs (Figure 7), on peut estimer leur vitesse. L'idée est d'essayer de caractériser les variations naturelles par rapport à celles supposées d'origine anthropique.

Figure 7. Variations temporelles de la composition de glaces provenant du site de Vostok (Antarctique) accompagnée d'une courbe de référence de l'évolution de la composition isotopique de l'oxygène de l'eau de mer au cours du temps (SPECMAP)

Variations temporelles de la composition de glaces provenant du site de Vostok (Antarctique) accompagnée d'une courbe de référence de l'évolution de la composition isotopique de l'oxygène de l'eau de mer au cours du temps (SPECMAP)

Courbe SPECMAP : courbe de référence de l'évolution isotopique de l'oxygène de l'eau de mer (δ18O en ‰).

Courbe CO2 : contenu en CO2 de bulles d'air piégées dans la colonne de glace (en parties par million en volume : ppmv).

Courbe Deutérium : composition isotopique de l'hydrogène de l'eau de mer (δD en ‰) mesurée dans la glace.

Courbe Poussière : contenu en poussière de la colonne de glace (en parties par million en masse : ppm) .


Question 22 : À partir des figures 7, 8, et 9, estimer les vitesses de variation de la température au Groenland (à partir du δ18O et d'une pente de 0.4‰ /°C) et du CO2 à différentes échelles de temps : déglaciation (~10 ka) ; anomalies chaudes pendant la dernière période glaciaire (quelques ka). (réponse)

L'estimation de température sur les derniers siècles (Figure 10, données) est pour l'hémisphère Nord, elle n'est pas la même aux hautes latitudes où tout changement est amplifié. On peut estimer un coefficient d'amplification en considérant les variations sur la dernière déglaciation : on estime à 5°C le réchauffement de notre hémisphère.


Question 23 : En estimant la variation de température au Groenland depuis la Révolution Industrielle, ainsi que la variation de CO2 associée (Figure 11), calculer les vitesses correspondantes. (réponse)


Ces différences de vitesse sont discutables non seulement en terme d'action anthropique, mais aussi de résolution temporelle des profils. En effet l'amplitude de ces variations est peut-être, en partie au moins, amortie dans les enregistrements par les processus d'accumulation.

Sur les derniers siècles, les différents facteurs susceptibles de modifier la température globale sont assez bien connus, mais il est difficile d'en évaluer l'impact séparément. Pour contourner ce problème, on peut calculer la corrélation sur une longue période de temps entre les variations de chacun de ces facteurs d'une part, et de la température d'autre part. La figure 12 montre une telle corrélation (bas du graphe) entre la température moyenne de l'hémisphère Nord ("T° HN") et le CO2, l'insolation, ainsi que l'activité volcanique ("DVI") liée à la quantité de poussière émise dans l'atmosphère.


Question 24 : Quel est le facteur le mieux corrélé aux variations récentes de température ? (réponse)

Réponses

Réponse 1 : On distingue des pics communs dans les trois séries, caractérisés par une diminution brutale de δ18O et une augmentation lente et "en dents de scie". Le fait que ces pics ne soient pas synchrones peut s'expliquer par des taux d'accumulation sédimentaire différents entre ces carottes. Retour Question 1

Réponse 2 : En comparant l'épaisseur des pics dans les trois séries, et en supposant qu'ils représentent des variations contemporaines, on peut estimer que les taux des séries RC13 sont comparables, et environ deux fois plus faibles que pour la série ODP. Retour Question 2

Réponse 3 : Une augmentation du δ18O peut provenir soit d'une baisse de la température de l'eau soit d'une augmentation de son δ18O. Dans les deux cas, ces variations correspondent à une période froide glaciaire. Inversement pour une diminution du δ18O. Les maxima de δ18O correspondent donc à un "maximum glaciaire", c'est-à-dire une période de maximum de l'intensité du froid et de l'extension des calottes de glace. Les minima de δ18O correspondent à des périodes chaudes "interglaciaires", avec une extension des calottes de glace comparable à celle actuelle. Les variations de δ18O étant liées en partie à la température et en partie à la composition de l'eau, il est difficile de les interpréter uniquement en terme de température. En supposant que la variation de la composition de l'eau est négligeable, une variation glaciaire-interglaciaire du δ18O (environ 1,5‰) représente environ 4 x 1,5 = 6°C. Retour Question 3

Réponse 4 : Pour prouver que les variations des trois séries sont bien identiques, il faudrait pouvoir montrer qu'elles sont contemporaines. Pour cela il est nécessaire de dater les séries. Retour Question 4

Réponse 5 : Correspondance dates - profondeur :

 

21.000 a

125.000 a

ODP 677

110 cm

570 cm

RC13-110

64 cm

281 cm

RC13-229

60 cm

290 cm

Réponse 6 : Relations âge - profondeur (années - cm) à partir des dates 21.000 et 125.000 ans (Figure 13) :

  • ODP 677 âge = 226 x profondeur - 3.870
  • RC13-110 âge = 479 x profondeur - 9.670
  • RC13-229 âge = 452 x profondeur - 6.130

Retour Question 6

Réponse 7 : Relation âge - profondeur pour ODP 677 avec les dates 1 et 3 (Figure 13) :

  • âge = 260 x profondeur - 7.592

    assez différente de la relation trouvée précédemment : par exemple l'âge de la profondeur 1500 cm est de 335.130 ans avec la première, de 382.410 ans avec la seconde.

Retour Question 7


Réponse 8 : Le taux de sédimentation correspond à l'inverse du coefficient dans les relations précédentes :

  • ODP 677 :4,4 cm / milliers d'années - 3,9 cm / milliers d'années (inversion) ;
  • RC13-110 :2,0 cm / milliers d'années ;
  • RC13-229 :2,2 cm / milliers d'années.

Voir Figure 14. Retour Question 8


Réponse 9 : Cette latitude correspond à celle des calottes de glaces caractéristiques des périodes glaciaires, situées au Nord des continents américain et européen. L'idée (déjà avancée par Milankovitch) est que ces calottes ont joué un rôle essentiel par leur fort pouvoir de réflexion du rayonnement solaire (albédo) : en période de réchauffement, la fonte des calottes diminue cet albédo, le sol absorbe de plus en plus de rayonnement solaire et se réchauffe, et inversement lors d'un refroidissement. L'époque du solstice d'été correspond à une saison critique pour les glaciers (période d'ablation de la neige d'hiver), dont va dépendre l'accumulation annuelle et donc le régime (croissance ou décroissance) du glacier. Retour Question 9

Réponse 10 : Voir Figure 15. Retour Question 10

Réponse 11 : Voir Figure 16. Retour Question 11

Réponse 12 : Avec un taux de sédimentation de 2 cm/1.000 ans, 10 cm représente 5.000 ans (2.500 ans pour la série ODP). On ne peut ainsi "résoudre" des variations plus rapides que quelques milliers d'années avec un tel pas d'échantillonnage. Retour Question 12

Réponse 13 : La série benthique ODP 677 (Figure 2) indique une amplitude d'environ 1,7‰ sur un cycle. Si l'on suppose que la température n'a pas varié, cela représente la variation globale océanique due à la formation ou fusion des calottes de glace. Retour Question 13

Réponse 14 : Un refroidissement de 3°C implique une augmentation de 3/4 = 0,75‰ du δ18O des Foraminifères planctoniques. Retour Question 14

Réponse 15 : Les 2 - 0,75 = 1,25‰ d'augmentation restant enregistrés par ces organismes lors d'une glaciation correspondent donc à la variation globale océanique. Or les Foraminifères benthiques ont enregistré dans le même temps une augmentation de 1,7‰, dont 1,7 - 1,25 = 0,45‰ provient d'un refroidissement, soit 0,45 x 4 = 1,8°C. L'hypothèse de constance de la température du fond n'est donc pas valable. Retour Question 15

Réponse 16 : Soit Dh la variation du niveau de la mer due au stockage d'eau sur les calottes en période glaciaire, et 1,25‰ (voir Question 12) la variation de composition associée (dès 3.800 m d'océan) on peut écrire : Dh x (-40) + 3 800 x 1,25 = 0, soit Dh = 120 m. Retour Question 16

Réponse 17 : Comme l'accumulation est 10 fois plus faible en Antarctique qu'au Groenland, et que les calottes sont sensiblement de la même épaisseur, un forage en Antarctique permet de remonter plus loin dans le temps. Le forage de Vostok, sur le plateau Antarctique, documente ainsi les derniers 420.000 ans, alors que les forages au centre du Groenland ne couvrent que 100.000 ans. Retour Question 17

Réponse 18 : L'accumulation plus forte au Groenland permet d'obtenir une meilleure résolution temporelle des variations, ce qui est bien visible sur la Figure 4. Retour Question 18

Réponse 19 : Valeurs moyennes : au sommet du Groenland : δ18O = -35‰, à Vostok : δD = -440‰. En convertissant : -35‰ en δ18O est équivalent à -35 x 8 +10 = -270‰ en δD, soit une valeur supérieure de -170‰ à celle observée de -440‰. La différence de température de 20°C explique à peu près la différence, avec un gradient de 0,75‰ /°C : -270 - 20 x 0,75 x 8 = -420‰. Retour Question 19

Réponse 20 : Voir Figure 17. Les profils ainsi datés ne se ressemblent pas plus. Soit ils n'ont pas enregistré les mêmes variations, soit la méthode de datation n'est pas valable. Retour Question 20


Réponse 21 : Voir Figure 8. L'Holocène et la déglaciation sont bien visible dans les 2 régions, avec l'anomalie du Dryas récent. Plus loin dans le temps, les fortes anomalies au Groenland semblent amorties en Antarctique, et la corrélation n'est pas aisée. Elle semble néanmoins indiquer (traits de corrélation) une avance des variations antarctiques par rapport à celles au Groenland. Retour Question 21

Réponse 22 : La pente δ18O/T à utiliser sur cette échelle de temps (0,4‰/°C) est plus faible que la pente spatiale de 0,7‰/°C. Ce résultat provient de techniques indépendantes de reconstruction des températures polaires.

Échelle de temps

Durée

Variations :

CO2 (ppmv) - température au Groenland

Vitesses de variation :

ppmv/siècle - °C/siècle

Déglaciation

~6.000 ans

100 - 20

2 - 0,3

Stade glaciaire

~2.000 ans

20 - 15

1 - 0.75

Retour Question 22

Réponse 23 : Avec un réchauffement au Groenland d'environ 20°C pour la dernière déglaciation, le coefficient d'amplification est de 4, soit un réchauffement au Groenland de 2°C environ sur le dernier siècle (0,5°C pour l'hémisphère Nord). Retour Question 23

Échelle de temps

Durée

Variations :

CO2 (ppmv) - température au Groenland

Vitesses de variation :

ppmv/siècle - °C/siècle

Période moderne

150 ans

80 - 2

53 - 1,3

Réponse 24 : D'après la Figure 12, le facteur "forçant" le mieux corrélé sur la période la plus récente est le CO2 (courbe en trait plein). Retour Question 24

A. Annexes

La composition isotopique des carbonates et de l'eau (oxygène de CaCO3 et H2O, hydrogène de H2O)

Rapport isotopique R en nombre d'atomes

  • Oxygène : R= 18O/16O (= 2 x 10-3).
  • Hydrogène : R = 2H/1H = D/H (= 0,3 x 10-3).

Notation delta

δ = (R/Rst - 1) (exprimé en pour mille, ‰).

Rst étant le rapport d'un "standard" (un échantillon inter-laboratoire de référence).

Pour l'oxygène on aura δ18O et pour l'hydrogène δD.

Standards

PDB ( PeeDee Belemnite ) pour les carbonates, SMOW ( Standard Mean Oceanic Water ) pour l'eau.

Fractionnement isotopique : liens (empiriques) avec la température

Lors de la précipitation des carbonates ou du changement de phase de l'eau (évaporation, condensation), les isotopes ne réagissent pas de la même façon : il y a fractionnement isotopique.

Carbonates

Réaction bilan de précipitation des carbonates :

  • 2 HCO3- + Ca2+ ↔ CaCO3 + CO2 + H2O.

Cette réaction est contrôlée principalement par les organismes biologiques : foraminifères... La composition des carbonates ("dc") dépend de la température ("T"), via cette réaction, et de la composition de l'eau ("de") via la composition de HCO3-. Cette dépendance a été calibrée empiriquement sur des organismes en culture :

  • T(°C) = 16,9 - 4,2 x (dc - de) + 0,13 x (dc - de)2 (Epstein et al., 1953).

Au premier ordre, le rapport entre une variation de T et la variation correspondante de dc est de 4.

Une variation de 4°C de la température équivaut à une variation de 1‰ dans la composition isotopique de l'oxygène des carbonates.

Précipitations

La composition isotopique des précipitations s'explique au premier ordre par un processus de distillation fractionnée (« distillation de Rayleigh »), basé sur l'épuisement de la vapeur depuis l'état initial.

La variation associée du rapport isotopique R, depuis sa valeur initiale R0, est :

  • R = R0 x F(a-1)

    avec F la fraction restante de vapeur par rapport à l'état initial (F = m/m0), et a le coefficient de fractionnement vapeur/précipitation.

Ce facteur F dépend fortement de la température, d'où le lien observé avec la composition isotopique :

  • δ18O = 0,6 x T - 14

    T étant la température moyenne annuelle en °C (Dansgaard, 1964).

    Le coefficient varie avec la latitude (0,7 aux hautes latitudes, 0,5 aux moyennes latitudes).

On observe aussi une relation assez constante entre les compositions isotopiques de l'oxygène et de l'hydrogène :

  • δD = 8 x δ18O + 10,

relation qui permet de convertir les compositions.

Données

Bibliographie

[1] T.Blunier et al., 1998. Asynchrony of Antarctic and Greenland climate change during the last glacial period , Nature, 394, 739-743. doi:10.1038/29447.

À voir également les commentaires dans les News and Views de ce même numéro, par J.W.C. White et E.J. Steig, Timing is everything in a game of two hemispheres . doi:10.1038/29386

[2] W. Dansgaard, 1964. Stable isotopes in precipitation, Tellus, 16, 436–467.

[3] S. Epstein, R. Buchsbaum, H.A. Lowenstam, H.C. Urey, 1953. Revised carbonate–water isotopic temperature scale , Geol. Soc. Am. Bull., 64, 1315–1326. doi:10.1130/0016-7606(1953)64[1315:RCITS]2.0.CO;2

[4] GRIP Members, 1993. Climatic instability during the last interglacial period recorded in the GRIP ice core , Nature, 364, 203-207. doi:10.1038/364203a0

[5] J.D. Hays, J. Imbrie, N.J. Shackleton, 1976. Variations in the Earth's Orbit: Pacemaker of the Ice Ages , Science, 194, 4270, 1121-1132. doi:10.1126/science.194.4270.1121

[6] J.Imbrie, J.D. Hays, D.G. Martinson, A. McIntyre, A.C. Mix, J.J. Morley, N.G. Pisias, W.L. Prell, N.J. Shackleton, 1984. The orbital theory of Pleistocene climate: support from a revised chronology of the marine δ18O record, in Milankovitch and Climate: Understanding the Response to Astronomical Forcing, A.L. Berger et al. (Eds), D. Reidel Publishing, 269-305.

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[8] M.E. Mann, R.S. Bradley, M.K. Hughes, 1998. Global-Scale Temperature Patterns and Climate Forcing over the past Six Centuries , Nature, 392, 779-787. doi:10.1038/33859

À voir également les commentaires dans les News and Views de ce même numéro, par G. Hegerl, Climate change: The past as guide to the future . doi:10.1038/33799

[9] J.-R.Petit et al., 1999. Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica , Nature, 399, 429-436. doi:10.1038/20859

[10] Dossier CNRS, Le climat de la Terre.