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

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).

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

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

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 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.

Figure 3. Corrélation δ¹⁸O / insolation pour une série océanique

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)

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)

Figure 4. Variations de la composition isotopique en oxygène des calottes glaciaires obtenues à partir de trois forages, deux en Arctique, l'autre en Antarctique

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.

Figure 5. Relation âge-profondeur dans les calottes glaciaires

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).

Figure 6. Profils isotopiques datés

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].

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)

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)

Figure 8. Variations isotopiques

Figure 9. Teneur en CO2 et température

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.

Figure 10. Température annuelle de l'hémisphère Nord sur 6 siècles

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)

Figure 11. Teneur en CO2 de l'atmosphère depuis mille ans

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.

Figure 12. Calcul de corrélation entre plusieurs facteurs susceptible d'agir sur la température

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

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 :

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

Retour Question 6

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

Retour Question 7

Figure 13. Relation âge - profondeur pour ODP 677

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

Voir Figure 14. Retour Question 8

Figure 14. Estimation de taux de sédimentation, datation radiométrique

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

Figure 15. Estimation de taux de sédimentation, datation orbitale

Figure 16. Agrandir l'image

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 D_h 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 : D_h x (-40) + 3 800 x 1,25 = 0, soit D_h = 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

Figure 17. Profils datés, hypothèse d'accumulation constante

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.

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

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