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Le climat à découvert

 | 
Catherine Jeandel
, 
Rémy Mosseri

Troisième partie. Observations et indicateurs climatiques

15. Paléothermométrie des calottes glaciaires

Jean Jouzel, Amaelle Landais et Valérie Masson-Delmotte

Texte intégral

1Différentes méthodes permettent de reconstruire les variations de la température locale à partir de carottages de glace réalisés dans les régions polaires. L’existence de couches de regel et l’inversion des profils de température mesurés dans les trous de forage sont exploitées mais ces reconstructions sont avant tout basées sur l’analyse isotopique de la glace et de l’air qui y est piégé (cf. III-11).

2Certains glaciers et calottes des zones côtières de l’Arctique sont caractérisés par une température estivale qui peut dépasser 0 °C. La neige de surface subit alors une fusion puis percole et regèle dans les couches froides plus profondes. L’identification des couches de regel, utilisée pour construire des indices d’intensité de fusion estivale, fournit une estimation des températures d’été sur des échelles de temps de quelques siècles (Svalbard, Arctique russe) à quelques millénaires (Arctique canadien).

3En profondeur, la glace garde une certaine mémoire des températures qu’elle a connues à la surface (cf. III-11). Même si elle est relativement mal contrainte et requiert des hypothèses a priori, l’inversion du profil de température mesuré dans un forage permet d’en retracer les variations passées. Cette méthode, à résolution très limitée, n’est relativement précise que dans des sites à forte accumulation. Elle a été appliquée à des reconstructions couvrant les derniers siècles et millénaires et a permis d’évaluer à ~ 23 °C le refroidissement au centre du Groenland lors du dernier maximum glaciaire.

Les courbes a, b et c représentent la composition isotopique de la glace dans trois sites de l’Antarctique de l’Est, (δ18O au Dôme F et à Vostok ; δD au Dôme C) qui montre un signal très homogène sur leur partie commune. La variation de la température au cours des 800 000 dernières années (courbe d noire) est déduite du profil de δD au Dôme C. Elle est calculée à partir du gradient spatial observé dans cette région (cf. encadré en haut à droite, où est reporté l’ensemble des données de surface disponibles sur l’Antarctique) après correction des effets liés aux variations de l’altitude de la calotte glaciaire et de la teneur isotopique des océans (courbe e), qui dépend du volume des calottes glaciaires et est donc un indicateur du niveau de la mer

4La méthode la plus couramment utilisée – et la seule qui permette l’obtention de séries continues de température – repose sur l’analyse des compositions isotopiques de la glace en deutérium*/hydrogène (δD) et en 18O/16O (δ18O). Des fractionnements isotopiques affectent les molécules d’eau tout au long de leur cycle atmosphérique. En résulte, aux moyennes et hautes latitudes, une relation linéaire entre la composition isotopique (δD ou δ18O) des précipitations et la température du site, particulièrement bien suivie en Antarctique et au Groenland. Celle-ci est à l’origine de la notion de « thermomètre isotopique » qui suppose que le gradient* spatial isotopes*/température, observé pour les précipitations récentes (figure), peut être utilisé pour évaluer, en un site donné, les changements de température en fonction de l’âge de la glace (gradient temporel).

5Les modèles isotopiques – modèles simples type de Rayleigh ou modèles de circulation générale (MCG*) dans lesquels sont pris en compte les isotopes – rendent correctement compte de la distribution spatiale du δD et du δ18O dans les neiges de l’Antarctique et du Groenland. Cependant d’autres conditions doivent être remplies afin que les gradients spatial* et temporel soient similaires. En particulier, la saisonnalité et l’origine des précipitations passées ne doivent pas être modifiées par rapport aux conditions actuelles. D’autres facteurs, composition isotopique de l’océan, élévation du site, origine de la glace, relation entre la température de surface et celle où se forme la neige, doivent être pris en compte. L’intérêt des MCG isotopiques est qu’ils intègrent l’ensemble de ces variables. Ils offrent donc la possibilité d’évaluer en chaque site le gradient* temporel en comparant des simulations isotopiques réalisées pour les conditions actuelles et pour des climats passés. En Antarctique, celui-ci est proche du gradient spatial observé sur les neiges récentes, y confirmant la validité des reconstructions de température dont l’incertitude est néanmoins de l’ordre de 20 à 30 %. À l’inverse, au Groenland, le gradient temporel est jusqu’à deux fois plus faible que le gradient spatial, l’approche isotopique sous-estimant d’autant les variations de température. La raison principale, dont rendent bien compte les MCG isotopiques, tient à la saisonnalité des précipitations fortement affectée en période glaciaire au Groenland, dont le climat est alors de type continental.

6Le forage du Dôme C (European Project for Ice Coring in Antarctica) a permis de remonter jusqu’à 800 000 ans. Les périodes glaciaires étaient de 8 à 10 °C plus froides qu’actuellement tandis que les périodes interglaciaires les plus récentes étaient un peu plus chaudes que l’Holocène (figure). Les enregistrements obtenus à Vostok et au Dôme F font état d’une remarquable homogénéité du climat du Plateau Antarctique.

7Au Groenland, l’enregistrement isotopique le plus ancien remonte à la fin du dernier interglaciaire, il y a environ 123 000 ans. Il révèle une relative stabilité durant l’Holocène, hormis un refroidissement il y a 8 200 ans, tandis que le dernier interglaciaire était ~ 5 °C plus chaud. La dernière période glaciaire a été marquée par une succession de 25 instabilités climatiques majeures (événements de Dansgaard-Oeschger*) : un épisode froid de plusieurs millénaires est suivi d’un réchauffement brutal, se produisant en quelques décennies à quelques siècles, puis d’un refroidissement d’abord progressif qui s’accélère ensuite jusqu’au retour à une phase froide.

8Plus récemment a été exploité le fait que la diffusion de l’air dans le névé est contrôlée par la gravitation (fractionnement gravitationnel) et par le gradient de température (fractionnement thermique). Ainsi lors d’un changement brutal de la température à la surface, un gradient transitoire (~ 100 ans) s’établit entre la base et la surface du névé, créant une anomalie isotopique de l’azote et de l’argon piégés à sa base par rapport à l’air atmosphérique (dont la composition isotopique est stable à ces échelles de temps). Son importance est directement liée à celle de l’anomalie de température qui peut donc être déduite de l’analyse conjointe des rapports 15N/14N et 40Ar/36Ar. Cette méthode n’est facilement applicable qu’aux changements abrupts documentés dans les glaces du Groenland. L’amplitude des réchauffements qui y sont associés est estimée avec une précision de 3 °C.

9En conclusion, signalons une nouvelle piste basée sur le fait que les diffusivités des molécules HDO et H218O dans la glace dépendent de la température. Enfin, alors que l’un ou l’autre de ces deux isotopes peut indifféremment être utilisé pour reconstruire les variations passées de la température du site de forage, leur analyse conjointe permet sous certaines conditions d’évaluer la température des régions océaniques d’où proviennent les précipitations. L’analyse de l’oxygène 17 offre un moyen d’améliorer cette approche car elle permet d’estimer plus précisément les conditions d’évaporation – qui dépend en outre de l’humidité relative – qui prévalent à la surface de l’océan.

Bibliographie

Références bibliographiques

• J. JOUZEL, C. LORIUS et D. RAYNAUD - Planète Blanche, Odile Jacob, 2008.

• A. LANDAIS, N. CAILLON, J.-P. SEVERINGHAUS, J.-M. BARNOLA, C. GOUJON, J. JOUZEL et V. MASSON-DELMOTTE - « Analyse isotopique à haute précision de l’air piégé dans la glace pour quantifier les variations de température », C.R.A.S Géosciences, 2004.

• V. MASSON-DELMOTTE, J. CHAPPELLAZ, J. JOUZEL et D. AYNAUD - « 800 000 ans d’histoire du climat », Pour la Science, 2007.

Table des illustrations

Légende Les courbes a, b et c représentent la composition isotopique de la glace dans trois sites de l’Antarctique de l’Est, (δ18O au Dôme F et à Vostok ; δD au Dôme C) qui montre un signal très homogène sur leur partie commune. La variation de la température au cours des 800 000 dernières années (courbe d noire) est déduite du profil de δD au Dôme C. Elle est calculée à partir du gradient spatial observé dans cette région (cf. encadré en haut à droite, où est reporté l’ensemble des données de surface disponibles sur l’Antarctique) après correction des effets liés aux variations de l’altitude de la calotte glaciaire et de la teneur isotopique des océans (courbe e), qui dépend du volume des calottes glaciaires et est donc un indicateur du niveau de la mer
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Auteurs

Climatologue et glaciologue, Médailles Milanković et Revelle, Médaille d’or du CNRS en 2002, Vice-Président du groupe de travail scientifique du GIEC, LSCE, Paris.
jean.jouzel@lsce.ipsl.fr

Climatologue, Chargée de recherche CNRS, LSCE, Gif-sur-Yvette.
amaelle.landais@lsce.ipsl.fr

© CNRS Éditions, 2011

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