Ere glaciaire-interglaciaire

Les enregistrements des carottes de glace

Couplage de l'excentricité avec les ondes gyrales dans la bande 73,7-147,4 Ka - a) Variations de la température moyenne globale par rapport au forçage orbital multiplié par son efficacité. Aucun retard n’est appliqué au forçage - b) Efficacité du forçage.
Couplage de l’excentricité avec les ondes de Rossby gyrales dans la bande 73,7-147,4 Ka – a) Variations de la température moyenne globale par rapport au forçage orbital multiplié par son efficacité. Aucun retard n’est appliqué au forçage – b) Efficacité du forçage.

L’amplitude des variations orbitales de l’insolation et de la température moyenne globale estimée à partir d’EPICA [Augustin et al., 2004, Jouzel et al., 2007] montre que le couplage se produit principalement dans deux bandes centrées sur 41 Ka (obliquité) et 100 Ka (excentricité).

En ce qui concerne l’excentricité, l’efficacité du forçage varie de manière significative au cours des 800 milliers d’années d’observation, augmentant progressivement de 2,6 à 5,0 °C(W/m2)-1. Le couplage se relâche entre 450 et 350 Ka BP quand le forçage s’effondre, puis récupère lorsque l’amplitude du forçage augmente à nouveau. La stabilité de l’oscillation de l’onde de Rossby gyrale, qui se poursuit même lorsque le forçage s’évanouit en raison de la rémanence des forces géostrophiques à grande échelle, donne à penser qu’elle est l’onde fondamentale pour les grandes périodes, c’est à dire l’onde dont l’amplitude est directement assujettie à l’influence du forçage orbital. L’augmentation de l’efficacité du forçage reflète le fait que la période du forçage orbital et la période propre des ondes de Rossby gyrales se rapprochent au cours du temps.

Couplage de l'obliquité avec les ondes gyrales dans la bande 36,9-73,7 Ka - a) Variations de la température moyenne globale par rapport au forçage orbital multiplié par son efficacité. Un retard de 5 Ka est appliqué au forçage - b) Efficacité du forçage.
Couplage de l’obliquité avec les ondes de Rossby gyrales dans la bande 36,9-73,7 Ka – a) Variations de la température moyenne globale par rapport au forçage orbital multiplié par son efficacité. Un retard de 5 Ka est appliqué au forçage – b) Efficacité du forçage.

Cette onde fondamentale produit deux harmoniques dont les périodes propres sont 49,2 et 24,6 Ka, l’une et l’autre glissant vers la période de forçage liée à l’obliquité et la précession suite à la dérive de la latitude des centroïdes. L’harmonique lié à l’obliquité subit des instabilités révélées par les variations de l’efficacité du forçage orbital.

Ceci confirme que la latitude de la composante de période 49,2 Ka ne diffère pas de 2°30′ de celle du gyre de façon constante, mais elle oscille autour de la valeur centrale, l’efficacité maximale étant atteinte lorsque la composante se confond avec le gyre. En effet, l’avance et le recul successifs du front polaire ne peuvent être invoqués pour expliquer les changements soudains dans l’amplitude des deux harmoniques parce que la dynamique de la banquise polaire est beaucoup plus rapide que ce qui est observé ici, d’après ce que nous avons vu au cours de l’Holocène : quelques milliers d’années par rapport à près de 50 Ka.

a) Harmonique de période moyenne 23,5 Ka - b) Reconstruction de la température moyenne globale (EPICA) à partir de la somme des trois composantes de 23,5, 41 et 100 Ka de périodes moyennes.
a) Harmonique de période moyenne 23,5 Ka – b) Reconstruction de la température moyenne globale (EPICA) à partir de la somme des trois composantes de 23,5, 41 et 100 Ka de périodes moyennes.

Les variations orbitales liées à la précession, bien que faibles, forcent l’onde de Rossby gyrale de période 24,6 Ka. L’efficacité du forçage est soumise à de fortes variations d’amplitude, en relation avec la phase de l’onde fondamentale comme cela se produit 451, 332, 242, 127, 9 Ka BP: les amplitudes maximales sont atteintes lorsque l’onde fondamentale croit.

Il semble que la composante de période 393,2 Ka ne soit pas couplée avec l’oscillation de l’excentricité de période 400 Ka, bien que plus intense que celle de période 100 Ka. La seule raison plausible semble résulter de l’écart entre les deux périodes, plus de 30 Ka actuellement. Enfin, la somme des trois composantes explique assez bien la température moyenne globale de la période glaciaire-interglaciaire au cours des 800 Ka d’observation.

Les enregistrements des carottes de sédiments

Couplage de l'excentricité avec les ondes gyrales dans la bande 73,7-147,4 Ka - a) Variations de la température moyenne globale par rapport au forçage orbital multiplié par son efficacité. Aucun retard n’est appliqué au forçage - b) Efficacité du forçage. Source des enregistrements des carottes de sédiments : ftp://ftp.ncdc.noaa.gov/pub/data/paleo/contributions_by_author/lisiecki2005/lisiecki2005.txt
Couplage de l’excentricité avec les ondes de Rossby gyrales dans la bande 73,7-147,4 Ka – a) Variations de la température moyenne globale par rapport au forçage orbital multiplié par son efficacité. Aucun retard n’est appliqué au forçage – b) Efficacité du forçage. Source des enregistrements des carottes de sédiments: ftp://ftp.ncdc.noaa.gov/pub/data/paleo/contributions _by_author/lisiecki2005/lisiecki2005.txt

Les enregistrements des carottes de sédiments [Lisiecki et Raymo, 2005] permettent d’élucider ce qui s’est produit il y a 0,8 Ma (Ma=106 années) lorsque la période dominante de la température moyenne globale a sauté de 41 à 100 Ka. En effet, lorsque la température est étalonnée par rapport aux enregistrements des carottes de glace, les carottes de sédiments peuvent être utilisées d’une manière quantitative sur l’intervalle 0-2 Ma BP au cours duquel la diffusion, qui a tendance à brouiller le signal utilisé pour l’estimation des variations de température, c’est à dire δ18O dans les foraminifères, peut être négligée.

La figure confirme ce qui a été observé dans les enregistrements de carottes de glace: le forçage orbital des ondes de Rossby gyrales augmente linéairement depuis 1425 Ka BP pour l’excentricité alors qu’il est soumis à des variations rapides pour l’obliquité. Bien que l’évolution de la période de l’excentricité puisse difficilement être estimée avec précision à partir de l’analyse en ondelettes qui élargit la bande de fréquences des séries obtenues par Berger, 1992, on peut en déduire qu’elle est reliée à la période du forçage lorsqu’elle approche de la période propre des ondes de Rossby gyrales, soit 98,3 Ka. L’accord entre le forçage orbital et les ondes de Rossby gyrales semble être extrêmement pointu en raison de l’étroitesse de la bande de fréquences de l’excentricité.

Couplage de l'obliquité avec les ondes gyrales dans la bande 36,9-73,7 Ka - a) Variations de la température moyenne globale par rapport au forçage orbital multiplié par son efficacité. Un retard de 5 ka est appliqué au forçage - b) Efficacité du forçage.
Couplage de l’obliquité avec les ondes de Rossby gyrales dans la bande 36,9-73,7 Ka – a) Variations de la température moyenne globale par rapport au forçage orbital multiplié par son efficacité. Un retard de 5 ka est appliqué au forçage – b) Efficacité du forçage.

Pour ce qui concerne l’obliquité, la moyenne de l’efficacité de forçage ne change pas de manière significative au cours de l’intervalle de temps considéré, de l’ordre de 1 °C(W/m2)-1, mais la stabilité du couplage est meilleure avant 0,8 Ma BP, l’efficacité restant proche de 1 °C(W/m2)-1 pendant la moitié du temps alors qu’elle oscille entre 0,5 et 1,5 °C(W/m2)-1 entre 0,8 Ma BP et le présent. Cela semble confirmer que ces instabilités résultent du couplage entre le sous-harmonique et l’onde fondamentale, les sauts diminuant lorsque l’amplitude de l’onde fondamentale augmente. Il convient de noter une augmentation significative de l’efficacité du forçage il y a 0,8 Ma, c’est à dire lorsque l’onde fondamentale et le sous-harmonique ont presque la même amplitude, ce qui donne à penser que les deux ondes de Rossby gyrales fusionnent. D’autre part, la moyenne de l’efficacité du forçage liée à l’obliquité reste faible par rapport à celle de l’excentricité, en raison de l’écart entre la période de forçage et la période propre, ce qui explique la transition observée 0,8 Ma BP.

a) Harmonique de période moyenne 23,5 Ka - b) Reconstruction de la température moyenne globale (carottes de sédiments) à partir de la somme des trois composantes de périodes moyennes 23,5, 41 et 100 ka.
a) Harmonique de période moyenne 23,5 Ka – b) Reconstruction de la température moyenne globale (carottes de sédiments) à partir de la somme des trois composantes de périodes moyennes 23,5, 41 et 100 ka.

Là encore, le forçage orbital lié à la précession est soumis à de fortes variations d’amplitude, en relation avec la phase de l’onde fondamentale : la somme des trois composantes de périodes moyennes 23,5, 41 et 100 Ka explique assez bien la température moyenne globale au cours de la période glaciaire-interglaciaire couvrant les 2 Ma d’observation si la tendance est ignorée. Cette tendance est probablement imputable à la mesure elle-même car elle n’apparaît pas sur les enregistrements des carottes de glace.

La dernière glaciation

Les indicateurs de la température moyenne globale obtenus à partir des  carottes de glace NGRIP [North Greenland Ice Core Project members, 2004] et EPICA permettent de décrypter les différents processus de forçage au cours de la dernière glaciation. L’avance de la banquise polaire dans les deux hémisphères augmente l’efficacité du forçage sur la résonance gyrale en raison du gradient de température de la couche de mélange entre les hautes et basses latitudes des gyres. La comparaison des différentes composantes dans des bandes de fréquences successives met en lumière le forçage solaire et orbital sur les ondes de Rossby gyrales, et le couplage des harmoniques entre eux.

Température brute obtenue des carottes de glace NGRIP (a) et EPICA (b) et reconstruite - c, d, e, f) Composants dans les différentes bandes de fréquence: 0,58-2,3 Ka (c), 2,3-9,2 Ka (d) 9,2-18,4 Ka (e) et 18,4-147,5 Ka (f).
Température brute obtenue des carottes de glace NGRIP (a) et EPICA (b) et reconstruite – c, d, e, f) Composants dans les différentes bandes de fréquence: 0,58-2,3 Ka (c), 2,3-9,2 Ka (d) 9,2-18,4 Ka (e) et 18,4-147,5 Ka (f).

La totalité de la bande 0,58-147,5 Ka qui est nécessaire pour reconstruire le signal brut avec précision est divisée en quatre bandes 0,58-2,3 Ka, 2,3-9,2 ka, 9,2-18,4 ka et 18,4-147,5 ka. Pour chaque bande les composantes obtenues à partir des carottes de glace NGRIP et EPICA sont comparées: là où les composantes sont corrélées, on peut en déduire qu’un mode de forçage commun externe se produit dans les deux hémisphères, et qui est l’oscillation de l’irradiance solaire pour les trois premiers groupes, et le forçage orbital pour le dernier. La réponse des ondes de Rossby gyrales au forçage peut être chaotique lorsque la bande du forçage est étroite en raison de la dérive de la latitude du centroïde de l’onde de Rossby gyrale qui lui permet de s’accorder.  En revanche, l’amplitude reflète directement l’efficacité du forçage quand la bande est large. C’est probablement la raison pour laquelle une bonne corrélation est observée sur presque tout l’intervalle d’observation dans les deux premières bandes soumises au forçage de l’irradiance solaire.

La bande 0,58-2,3 Ka

La bande 0,58-2,3 Ka, qui est la fusion des deux bandes 0,58-1,15 et 1,15-2,3 Ka, révèle que l’efficacité du forçage est trois fois plus faible dans l’hémisphère sud que dans le nord de l’Atlantique, mais les périodes successives de crise et de calme coïncident dans les deux hémisphères. La plupart des désaccords ne sont qu’apparents, en raison de certaines divergences sur la datation entre les deux enregistrements des carottes de glace, en particulier entre 112 et 100 Ka, puis 80 et 65 Ka. Ceci donne à penser que le front polaire est plus avancé dans l’Atlantique Nord que dans le l’Antarctique pendant les périodes de réchauffement, ce qui n’est pas vrai au cours de l’Holocène. Ceci n’est pas surprenant compte tenu de l’avance du Groenland dans l’Atlantique Nord qui favorise la formation de la banquise polaire durant les glaciations.

Trois périodes de calme peuvent être identifiées, entre 103 et 80 ka BP, 70 et 62 ka BP à l’exception d’un événement de grande amplitude 64 ka BP, et entre 27 et 16 ka BP. Ces intervalles correspondent généralement à un refroidissement dû à l’activité réduite du gyre, à moins que le forçage orbital s’impose comme cela se produit dans l’Arctique entre 27 et 16 ka BP.

Par contre, les événements de grande amplitude induisent un réchauffement soudain comme ceci se produit entre 80 et 70 Ka et entre 60 et 27 ka BP, provoquant les événements de Heinrich[i] et les cycles D-O: l’amplitude du réchauffement peut dépasser 4 °C pendant quelques centaines d’années dans l’Atlantique Nord. La large corrélation dans les deux hémisphères va à l’encontre de l’hypothèse du forçage interne comme, par exemple, le modèle « binge-purge» pour expliquer à la fois les événements de Heinrich et D-O, mais plaide en faveur du forçage externe comme déjà mentionné par Bond et al., 1992, 1997.

La bande 2,3-9,2 Ka

La bande 2,3-9,2 Ka, qui est la fusion des deux bandes 2,3-4,6 et 4,6-9,2 Ka, montre une bonne corrélation entre les deux températures moyennes globales, bien que la composante EPICA soit deux fois plus faible que NGRIP. La résonance gyrale qui se produit dans cette bande peut produire un réchauffement de plus de 2 °C d’une durée de près de 2-3 Ka.

Les bandes 9,2-18,4 et 18,4-147,5 Ka

Le couplage a lieu dans un intervalle étroit pour ce qui concerne la bande 9,2-18,4 Ka, soit entre 90 et 40 ka BP, qui suggère que le forçage est moins efficace, et une prédominance du verrouillage en mode harmonique en-dehors de cet intervalle. Quant à la bande 18,4-147,5 Ka, l’amplitude de variation de la température moyenne globale est la même dans les deux hémisphères. Ainsi, la différence d’efficacité du forçage entre les deux hémisphères s’estompe progressivement à mesure que la période s’allonge. Cela confirme que la réponse du front polaire au réchauffement reflétée par son déplacement latitudinal est plus lente dans l’Atlantique Nord que dans l’Antarctique, en raison de la saillie du Groenland qui maintient froid l’océan au large. Cette différence disparaît lorsque la période augmente parce que les effets liés à l’extension des calottes polaires sont lissées sur de grands intervalles de temps.

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