Observations

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II.1.1 Donn´ ees pal´ eoclimatiques

L’´etude des archives naturelles de la terre, telles les calottes glaciaires ou les s´ediments oc´eaniques et lacustres, `a l’aide de m´ethodes isotopiques, g´eochimiques ou micropal´eon-tologiques, permet de mettre en ´evidence les grands cycles d’´evolution du syst`eme climatique.

Cette variabilit´e peut en partie ˆetre expliqu´ee par celle du for¸cage ext´erieur. En ef-fet, la variation des param`etres orbitaux de la terre modifie l’insolation qu’elle re¸coit.

La th´eorie astronomique de Milutin Milankovi´c (1941) indique des p´eriodicit´es de variations de 100.000 ans, 41.000 ans et environ 20.000 ans pour, respectivement, l’excentricit´e de l’orbite terrestre, l’obliquit´e de la terre et l’angle de pr´ecession des

´equinoxes. Ces p´eriodes apparaissent clairement dans les variations climatiques du pass´e.

Mais le cycle `a 100.000 ans observ´e correspond `a l’alternance des grandes p´eriodes glaciaires et interglaciaires et ne peut s’expliquer par les seules variations d’insolation li´ees `a celles de l’excentricit´e terrestre. Ces faibles variations ont n´eanmoins pu initier des m´ecanismes ayant amplifi´e, par tout un jeu d’interactions, la r´eponse du syst`eme climatique. Parmi les m´ecanismes envisag´es, citons les changements d’alb´edo, li´es `a l’extension de la couverture neigeuse, ou les modifications de la composition atmos-ph´erique avec la temp´erature. Certaines donn´ees sugg`erent plutˆot une r´eorganisation des circulations oc´eaniques et atmosph´eriques pr´ealable `a l’´etendue ou au retrait des calottes polaires. Ainsi, un refroidissement consid´erable a ´et´e enregistr´e en mer de Norv`ege plusieurs milliers d’ann´ees avant l’entr´ee dans la derni`ere d´eglaciation. Et un r´echauffement du syst`eme climatique, particuli`erement sensible dans l’h´emisph`ere Sud, aurait pr´ec´ed´e l’avant-derni`ere d´eglaciation.

L’existence d’une variabilit´e interne du syst`eme climatique s’impose encore plus nette-ment pour expliquer les cycles d’´evolution rapides et de grande amplitude observ´es du-rant, par exemple, la derni`ere p´eriode glaciaire–interglaciaire. Ainsi l’´etude de s´ediments oc´eaniques du bassin Nord Atlantique ou de carottes de glace provenant du Groenland r´ev`elent une forte variabilit´e `a l’´echelle du millier d’ann´ees.

Pendant la derni`ere p´eriode glaciaire, des ´episodes chauds ont ´et´e identifi´es. Si certains semblent avoir ´et´e essentiellement cantonn´es `a la zone Nord Atlantique, d’autres ont eu des r´epercussions `a l’´echelle plan´etaire et sont identifiables dans des carottes de glace de l’Antarctique ou des s´ediments oc´eaniques provenant du bassin Pacifique.Les

´ev´enements de Heinrich durent 1000 `a 2000 ans, pr´esentent une quasi-p´eriodicit´e de 7.000 `a 10.000 ans et seraient dus `a une instabilit´e de la calotte glaciaire Laurentide ; la d´ebˆacle massive d’icebergs ainsi g´en´er´ee dans l’Atlantique Nord perturbant fortement la circulation oc´eanique. De tels ´ev´enements s’accompagnent d’une baisse des temp´erature et salinit´e de surface et sont suivis d’un r´echauffement tr`es brutal. Ils ont une signature globale. Les´ev´enements de Dansgaard-Oeshgerd’une dur´ee de 500 `a 2000 ans et d’une p´eriodicit´e variant de 1000 `a 10.000 ans, sont d´efinis comme des r´echauffements rapides suivis de refroidissements plus lents. La plupart d’entre eux pr´esentent seulement une signature locale.

D’autre part, la sortie du dernier cycle glaciaire s’est faite de fa¸con discontinue, avec plusieurs retours vers des conditions glaciaires. La derni`ere de ces “mini-glaciations”, d´enomm´eeDryas R´ecent, a eu lieu entre 11.000 et 10.000 ansBP (BeforePresent). La transition entre ce stade interglaciaire et la p´eriode pr´ebor´eale fut extrˆemement rapide (20 `a 50 ans). Plusieurs enregistrements pal´eoclimatiques pr´elev´es dans la zone Nord Atlantique r´ev`elent des interruptions dans la production de NADWau cours duDryas R´ecent (Lehman & Keigwin (1992)). Selon d’autres mesures effectu´ees en mer de Norv`ege, la convection thermohaline pendant cette p´eriode pr´esentait une intensit´e analogue `a celle du conveyor belt actuel, mais les lieux de convection profonde ´etait d´eplac´es (Veum et al. (1992)). La salinit´e de surface alors tr`es ´elev´ee, en raison du rejet de sel par extension des calottes polaires, aurait en effet favoris´e la plong´ee d’eau.

Une hypoth`ese conciliatrice envisage une convection thermohaline active pendant le Dryas R´ecent, mais op´erant `a une profondeur interm´ediaire, de l’ordre de 2000 m`etres environ (Zahn (1992)). Ainsi les eaux de surface auraient enregistr´e une plong´ee d’eau, sans que l’oc´ean profond soit ventil´e, ce qui expliquerait l’apparente incompatibilit´e des mesures. Et la communication entre l’oc´ean Nord Atlantique et le bassin Antarctique n’aurait jamais ´et´e compl`etement interrompue, comme semble l’indiquer la coh´esion des donn´ees s´edimentaires dans ces deux zones (Charles & Fairbanks (1992)).

Notons enfin, qu’une forte variabilit´e s´eculaire a ´et´e mise en ´evidence par nombre d’enregistrements pal´eoclimatiques pendant l’holoc`ene (les 10.000 derni`eres ann´ees).

Proc´edant `a un inventaire des variations `a cette ´echelle temporelle,Stocker & Mysak (1992)soulignent que les cycles observ´es sont multiples et correspondent `a des p´eriodes de 50 `a 400 ans. Une telle variabilit´e concerne l’ensemble du globe terrestre, mais pr´esente une amplitude maximale dans les r´egions proches de la zone Nord Atlan-tique. Des oscillations dans la formation d’eau profondeNADW pourraient donc ˆetre `a

l’origine de cette variabilit´e s´eculaire et expliquerait son caract`ere global. Nous verrons plus loin qu’une telle variabilit´e de la circulation thermohaline est en effet pr´esente dans diverses simulations num´eriques.

II.1.2 M´ ecanismes invoqu´ es

Les tentatives d’explication des ´ev´enements rapides de la derni`ere p´eriode glaciaire–

interglaciaire font intervenir une interaction entre l’activit´e des calottes polaires et la circulation thermohaline. Les ´etats froids correspondraient `a une diminution ou une absence de formation d’eau profonde Nord Atlantique. La convection profonde serait r´eactiv´ee pendant les ´etats plus chauds.

Broecker et al. (1985) propos`erent un m´ecanisme d’oscillateur salin pour expliquer les variations d’intensit´e ou les ´eventuelles interruptions de la convection thermohaline.

En effet des calottes glaciaires de grande extension dans l’Atlantique Nord constituent une r´eserve d’eau douce d´efavorable au maintien d’une circulation thermohaline de typeconveyor beltactif. Dans une telle circulation, la convection profonde produit aux hautes latitudes un fort d´egagement de chaleur au profit de l’atmosph`ere, et un courant de surface transporte de la chaleur vers les r´egions englac´ees. Le r´echauffement induit peut entraˆıner une fonte de la glace continentale. L’eau douce ainsi lib´er´ee se mˆele aux eaux de surface et en diminue la densit´e, jusqu’`a ce qu’elle devienne trop faible pour permettre une plong´ee d’eau. La circulation thermohaline est interrompue, ainsi que la fonte des calottes de glace. Le m´ecanisme dominant le bilan d’eau douce est alors l’´evaporation, qui enrichit les eaux de surface en sel. La densit´e augmente jusqu’`a devenir suffisante pour r´eactiver leconveyor belt.

La boucle de r´etroaction propos´ee par la th´eorie de l’oscillateur salin permet d’expliquer les diff´erences de dur´ee entre les p´eriodes froides et les p´eriodes plus chaudes, qui sont observ´ees tant pendant les ´ev´enements de Dansgaard-Oeschger qu’au cours du Dryas R´ecent. En effet les ph´enom`enes advectifs et convectifs li´es `a un conveyor belt actif permettent une rapide fonte des calottes polaires : la p´eriode chaude ne peut donc se maintenir durablement. Le processus d’accumulation de sel par ´evaporation est n´ecessairement plus lent et autorise une plus grande persistance des ´etats froids.

Une m´ecanisme compl´ementaire a ´et´e invoqu´e pour expliquer les´ev´enements de Hein-rich (Paillard & Labeyrie (1994)). La d´echarge d’icebergs dans l’Atlantique ap-portant beaucoup d’eau douce, elle bloque la circulation thermohaline. Les ´echanges m´eridiens de chaleur sont alors r´eduits et le contraste thermique entre basses et hautes latitudes se renforce. Les basses latitudes emmagasinent de la chaleur et les hautes lati-tudes voient leur temp´erature d´ecroˆıtre, `a tel point que la calotte polaire se restabilise et que la circulation thermohaline peut reprendre. La chaleur stock´ee aux basses latitudes est transport´ee vers les hautes latitudes, ce qui y induit un r´echauffement rapide. Les conditions favorables `a une interruption de la circulation thermohaline sont `a nouveau r´eunies.

Un tout autre processus a ´et´e envisag´e par Birchfield et al. (1994). Cette fois la

boucle de r´etroaction entre la fonte de la calotte et le transport de chaleur par la circulation thermohaline serait positive. L’eau douce lib´er´ee serait en effet transport´ee par le Mississipi et d´evers´ee `a des latitudes relativement basses du bassin Atlantique.

Le gradient m´eridien de salinit´e serait alors r´eduit, ce qui induirait une intensification de la circulation thermohaline. Le transport de chaleur vers les hautes latitudes serait

`a son tour accru et la fonte de la calotte amplifi´ee.

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