Climat du Quaternaire récent et analyse de séries temporelles : introduction à la reconstruction des climats anciens

Myriam Khodri

Laboratoire des Sciences du Climat et l'Environnement, CEA-CNRS-UVSQ, Gif sur Yvette

Benoît Urgelli

ENS Lyon / DGESCO

Yvan Formenti

01/09/2000

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 temporelle entre séries et avec les paramètres orbitaux de la théorie astronomique des climats.


Introduction

L'information sur le climat peut provenir de différentes sources.

  • Les données météorologiques et océanographiques obtenues par mesure directe (comme la température ou le taux d'humidité) ou indirecte (par satellites par exemple). Ces données couvrent les 100 à 200 dernières années.
  • Les documents historiques qui couvrent le dernier millénaire.
  • Les traceurs enregistrés, "fossilisés", dans les sédiments et les glaces qui nous permettent d'accéder à certaines variables climatiques et donc d'avoir une idée des variations du climat tout au long de l'histoire de la Terre. Il s'agit entre autres, des compositions isotopiques de l'oxygène, de l'hydrogène et du carbone mesurées dans les sédiments marins ou lacustres, dans les calottes polaires... On utilise également des témoins des faunes et flores du passé (tels que les pollens, les feuilles des arbres, les insectes, les coraux) ou encore des preuves géologiques et géomorphologiques (moraines, plages fossiles…).

C'est cette troisième catégorie d'indicateurs climatiques qui fait l'objet de ce cours.

Dans un premier temps, nous introduirons deux méthodes d'acquisition de données utilisées par les paléoclimatologues dans l'étude et la reconstruction des climats du passé :

Dans un deuxième temps, ce TD sera consacré à l'explication des causes principales de la variation climatique naturelle enregistrée par ces séries sédimentaires. Il s'agit, en fait, de faire le lien entre la succession de cycles glaciaires - interglaciaires et les variations de l'insolation. Dans ce cadre nous reprendrons à l'aide d'une modélisation de la rotation de la Terre autour du Soleil, la théorie astronomique des paléoclimats élaborée par Milutin Milankovitch et publiée en 1941.

En parallèle, des calculs d'insolation pour différentes périodes de temps à l'aide d'un logiciel (AnalySeries) ainsi que des calculs simples de transport de chaleurs viendront compléter l'utilisation de la maquette de l'Observatoire de Lyon.

L'outil isotopique dans les sédiments marins :δ18O des foraminifères benthiques et planctoniques


Question 1 : D'après ce que vous connaissez de la relation entre les variations du rapport isotopique de l'oxygène et les changements de température, quelle est l'évolution des températures suggérée par la courbe de la figure 1 ?


Question 2 : D'après vos conclusions et la figure 2, quels sont les autres mécanismes naturels susceptibles de faire la même chose à partir de l'eau des océans ?

Question 3 : Finalement, quelles sont les informations climatiques enregistrées par les courbes d'évolution du δ18O des foraminifères extrait des carottes marines ?

Figure 3. Variations du δ18O dans les 200 premiers mètres d'une carotte marine

Variations du δ18O dans les 200 premiers mètres d'une carotte marine

La courbe (a) montre les variations du δ18O des foraminifères planctoniques en fonction de la profondeur et la courbe (b) celles des foraminifères benthiques.


Question 4 : Quelles conclusions peut-on tirer de la comparaison des deux courbes de la figure 3 ?

La différence du rapport isotopique entre les foraminifères benthiques et planctoniques dans un échantillon prélevé au sommet d'une carotte, est d'environ 5,3‰ .

Question 5 : À quoi est due cette différence ?


Si l'on suppose que le premier minimum près de la surface correspond au point le plus récent, on constate que ces deux courbes varient de manière identique au cours du temps. Elles se suivent étroitement mais avec un écart important au niveau du premier maximum, situé à environ 35 cm de profondeur.

Question 6 : D'après ces informations, que s'est-il passé à cette profondeur, au moment de l'enregistrement par le δ18O des foraminifères ?

Question 7 : Que représentent alors les minima et le maximum ?

Question 8 : Que représente la différence isotopique entre les extremums dans la courbe des foraminifères planctoniques ?


Question 9 : En faisant abstraction des fluctuations du δ18O des foraminifères benthiques causées par le changement du volume des glaces, quelle est la tendance globale, au cours des 4 derniers millions d'années (figure 5) ? Qu'est-ce que cela indique ?

Question 10 : A priori , combien de temps faut-il à la composition en isotopes de l'oxygène de l'océan mondial pour réagir aux changements du volume des glaces ?

Par conséquent, ceci signifie que les pics et creux des courbes de δ18O des foraminifères benthiques prélevés dans l'océan mondial sont synchrones. Toutefois, une datation un peu plus précise est nécessaire quand il s'agit de faire le lien entre les variations climatiques enregistrées par les foraminifères et la cause de ces bouleversements climatiques.


Question 11 : Pour quelle raison, les pics de ces deux carottes ne se trouvent pas à la même profondeur ?

Pour s'assurer de la synchronisation de ces événements à l'échelle du globe, une datation absolue des sédiments est nécessaire. Plusieurs méthodes de datation existent. L'une d'entre elles est basée sur la datation de points précis, dits « points de contrôle » :

  • le sommet de la série est considéré comme étant le présent ;
  • 4 points entre l'actuel et 35.000 ans datés par le 14C (limite de la datation au 14C)t ;
  • l'inversion magnétique Brunhes-Matuyama à 780.000 ans datée par K/Ar sur des laves.

Entre les points de contrôle, on fait l'hypothèse d'un taux de sédimentation constant.

Question 12 : Le dernier maximum glaciaire (datation au 14C) est daté à 21.000 ans et l'avant-dernier interglaciaire (datation U/Th de coraux) à 125.000 ans. Donnez la profondeur de ces deux événements.


Question 13 : En supposant que le taux d'accumulation est constant, établir la relation âge - profondeur pour les deux carottes de la figure 7. En déduire le taux de sédimentation.

L'outil isotopique dans les glaces des calottes polaires : δ18O des foraminifères benthiques et planctoniques

Question 14 : D'après la figure 8 et la figure 9, quelles sont les informations climatiques enregistrées par la courbe d'évolution du δD à Vostok (figure 10) ?


Comme pour les séries marines (basées sur le δ18O des foraminifères), une étape importante dans le traitement et la compréhension des séries issues des glaces est l'établissement d'une relation âge - profondeur. L'approche ici est différente et la datation est en général basée sur la confrontation de nombreuses méthodes (comptage des couches de glace, horizons de cendres volcaniques, conductivité électrique, méthodes radio-isotopiques…).

 

Profondeur (m)

Âge (an)

Vostok

400

20.611

700

45.000

GISP2

500

2.100

1.500

9.269

Le tableau donne un âge à deux profondeurs aux sites de forage de Vostok en Antarctique et de GISP2 au Groenland.

Question 15 : D'après ce tableau, donnez la relation âge - profondeur. On supposera que le taux d'accumulation est constant. En déduire le rapport du taux d'accumulation entre la carotte de Vostok et celle de GISP2.


Question 16 : D'après ce rapport et sachant que les deux calottes sont de la même épaisseur, dans quelle calotte pourra-t-on remonter le plus loin dans le temps (voir figure 11) ?

Question 17 : Quelle est celle qui permet d'affiner la résolution temporelle ?

Question 18 : D'après la figure 12, l'axe des temps obtenu de cette façon vous paraît-il correct ?


En fait le problème majeur dans la datation des carottes de glace provient des phénomènes de déformation de la glace près du socle rocheux sous l'action de la pression. L'hypothèse d'un taux d'amincissement constant n'est alors plus possible. Des méthodes de correction basées sur l'utilisation de modèles glaciologiques ou sur la corrélation avec d'autres séries paléoclimatiques permettent de minimiser les erreurs de datation (figure13).

Variation naturelle du climat : la théorie astronomique des paléoclimats


Question 19 : D'après la figure 14, pouvez vous observer une périodicité régulière des périodes interglaciaire au cours des derniers 500.000 ans ? Quelles sont les autres fréquences présentent dans la courbe de δ18O ? À quels phénomènes astronomiques peut-on les relier ?

Question 20 : La figure 15 représente les variations des paramètres orbitaux pour les derniers 500.000 ans.


  • L'excentricité (a) représente le degré d'aplatissement de l'orbite de la Terre autour du Soleil. Elle passe d'une situation où elle pratiquement circulaire (0) à une ellipse légèrement aplatie (0,06) avec une période de 100.000 et 400.000 ans.
  • L'obliquité (b) représente l'angle qui caractérise l'inclinaison de l'axe de la Terre par rapport au plan de l'orbite terrestre (ou plan de l'écliptique). Elle oscille également autour d'une valeur moyenne avec une périodicité de l'ordre de 41.000 ans.
  • La précession des équinoxes (c) représente le mouvement de l'axe de la Terre qui décrit un cercle dans l'espace avec une périodicité de 27.000 ans. Superposé à ce phénomène, un deuxième mouvement de rotation, celui de l'orbite de la Terre qui tourne également autour du Soleil. La somme de ces deux mouvements ramène à 22.000 ans la périodicité de la précession des équinoxes. Ces mouvements de précession vont agir sur la position des solstices et des équinoxes sur l'ellipse de la Terre et donc sur la quantité d'énergie reçue au cours des saisons. La date où la Terre passe par le point le plus proche du Soleil (périhélie) et la distance Terre-Soleil en été, vont donc être modulées par ces mouvements de précession.

La position du trait rouge sur la figure 15 marque un minimum d'insolation en été dans l'hémisphère Nord, il y à environ 115.000 ans. À l'aide de la maquette et de la figure 15, faites le lien entre la configuration orbitale et ce minimum d'insolation estivale de l'hémisphère Nord.

De même, la position du trait bleu marque un maximum d'insolation en été dans l'hémisphère nord, il y a environ 11.000 ans. À l'aide de la maquette et de la figure 15, faites le lien entre la configuration orbitale et ce maximum d'insolation estivale de l'hémisphère Nord.

Question 21 : La figure 16 montre l'évolution du δ18O pour le dernier cycle climatique ainsi que les changements d'insolation en été et en hiver de l'hémisphère Nord.


Le trait rouge marque une transition entre un minimum du δ18O (minimum du volume des calottes de glace) et le début d'une lente augmentation du δ18O. Cette transition marque la fin du dernier interglaciaire et le début de la mise en place des calottes polaires (vers 115.000 ans). D'après ce schéma, comment sont l'été et l'hiver au moment de l'entrée en glaciation par rapport à l'actuel ?

Question 22 : Toujours sur la figure 16, le trait bleu marque une transition entre un maximum de δ18O (maximum du volume des calottes de glaces) et une diminution rapide du δ18O. Cette transition marque la fin du dernier maximum glaciaire et le début de la fonte des calottes de glace. D'après ce schéma, comment sont l'été et l'hiver au moment de cette déglaciation par rapport à l'actuel ?

A. Annexe

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.