Soutenance mémoire
Variabilité millénnale de la mousson d’hiver Est-Asiatique
Même si les variations rapides du climat étaient suspectées depuis les années 1970 (e.g. (Pisias et al., 1973)), l’analyse à haute résolution des carottes de glace a révélé l’existence de variations abruptes du climat au cours des 60000 dernières années dans les régions circum-Atlantique (Dansgaard et al., 1993). Ces variations abruptes ont également été décelées dans des enregistrements de basses latitudes, par exemple dans des enregistrements de température dans l’océan Atlantique Nord (Sachs and Lehman, 1999). Des événements similaires ont également été mis en évidence dans enregistrements sédimentaires d’intensité de la mousson indienne (Schulz et al., 1998) ; ou dans le Pacifique Est (Behl and Kennet, 1996). La dynamique de la zone Est-asiatique à l’échelle millénnale restait mal connue. Des changements abrupts de l’intensité de la mousson d’hiver Est-asiatique déduits d’enregistrements granulométriques de séquences de loess-paléosols ont été corrélés aux changements abrupts du Groenland pendant le dernier stade glaciaire (Porter and Zhisheng, 1995). Cependant, l’absence de cadre chronologique bien contraint empêche ces séries d’être interprétée trop en avant. En outre, (Xiao et al., 1999) ont montré l’existence d’événements supplémentaires, à ceux révélés dans l’étude de (Porter and Zhisheng, 1995), indiquant la complexité de la dynamique de la mousson d’hiver, et la nécessité d’enregistrements sédimentaires marins aux taux de sédimentation plus constants.
Des cycles climatiques d’environ 1500 ans ont également fait l’objet de descriptions détaillées dans les reconstructions climatiques déduites de l’analyse des carottes de glace (Mayewski et al., 1997; Stuiver and Braziunas , 1993 ) ainsi que dans les enregistrements sédimentaires de l’Atlantique Nord (Bianchi and McCave, 1999; Bond et al., 1997). Si une telle cyclicité semble une caractéristique robuste de la circulation thermohaline, son existence potentielle aux basses latitudes n’a pas encore fait l’objet d’études détaillées. Dans cette étude, grâce à un enregistrement à très haute résolution de la productivité primaire déduite de la nannoflore, nous caractérisons dans les domaines temporels et fréquentiels la variabilité climatique millénnale de la mousson d’hiver est-asiatique. Nous avons fait le choix dans cette étude de ne pas utiliser l’ajustement de notre modèle d’âge avec celui des carottes de glace pour éviter la formulation a priori d’une relation entre la température au Groenland et le climat dans le Pacifique équatorial.
Méthodes
Les coccolithophoridés sont des organismes phytoplanctoniques vivants dans les couches océaniques de surface. Ces organismes photosynthétiques sont très sensibles à la luminosité ainsi qu’aux conditions trophiques. Dans les eaux de surface, le principal facteur limitant pour le développement des coccolithophoridés est la concentration en nutriments. Plus en profondeur, les nutriments sont plus abondants, mais c’est la luminosité qui devient le facteur limitant. La composition spécifique des coccolithophoridés dans la colonne d’eau reflète cette stratification.
Dans les eaux les plus profondes, l’espèce Florisphaera profunda (figure 2.1) domine l’assemblage avec l’espèce Gladiolithus flabellatus, alors que dans les eaux superficielles, les autres coccolithophoridés sont plus abondants (Molfino and McIntyre, 1990; Okada and Matsuoka, 1994). Le rapport d’abondance entre F. profunda et les autres coccolithes est donc lié à la quantité de nutriments qui peuvent être remontés vers les eaux superficielles. Si les eaux de surface sont riches en nutriments, F. profunda sera peu abondante, et inversement (figure 2.2). F. profunda sera donc relativement moins abondant dans les eaux à forte production primaire, et plus abondante dans les eaux à faible production primaire.
Cette relation a été vérifiée et quantifiée sur des sédiments de surface de l’océan Indien (figure 2.3)(Beaufort et al., 1997). Les données de production primaire sont extraites de l’atlas (Antoine et al., 1995). Ces auteurs ont couplé les images couleurs satellitales, avec des algorithmes permettant d’intégrer la production primaire dans la colonne d’eau.
Relargages massifs de clathrates de méthane pendant le dernier stade glaciaire
Le méthane (CH4) est un gaz à effet de serre dont l’effet radiatif est 23 fois supérieur à celui du CO2 (Houghton et al., 2001). L’analyse des gaz emprisonnés dans les carottes de glace aux pôles, indique que les changements de concentration en méthane atmosphérique covarient avec les températures aux hautes latitudes lors des événements de Dansgaard-Oeschger (Chappellaz et al., 1993). L’effet radiatif associé aux variations de concentrations atmosphériques de méthane entre un stadiaire (froid) et un interstadiaire (chaud) correspond à un changement de température global compris entre 1 et 3°C (Raynaud et al., 1998). Les augmentations de concentration en méthane atmosphérique lors du passage d’un stadiaire à un interstadiaire ont un retard compris entre 0 et 30 ans sur les températures (Brook et al., 1999 ; Brook et al., 2000; Severinghaus and Brook, 1999 ). Ce retard implique que les concentrations en méthane, répondent à un forçage de la température, et n’agissent qu’en amplifiant des variations de température produites par d’autres mécanismes.
La principale source de méthane atmosphérique provient des terres humides (marécages) des basses latitudes (Dällenbach et al., 2000), et des changements majeurs de source de méthane ne sont pas suspectés au cours du dernier cycle climatique. Le scénario le plus couramment accepté explique que des températures relativement chaudes, correspondaient à une intensification du cycle hydrologique aux basses latitudes, et donc à une plus grande extension des marécages pendant les interstadiaires (Dällenbach et al., 2000). Cependant, ce schéma classique n’a pas fait l’objet de modélisations convaincantes, et celui-ci a été récemment remis en question. Par exemple, (de NobletDucoudré et al., 2002) ont montré en utilisant un modèle hydrologique, que les périodes chaudes et humides correspondent à une régression des zones humides aux basses latitudes, et qu’inversement, les périodes froides et sèches sont marquées par une augmentation de la surface des terres humides. Ces auteurs interprètent cette relation surprenante par une baisse des niveaux lacustres pendant les périodes sèches, et qui correspond alors à une augmentation de la surface des marécages.
La relation de causalité entre les températures et les concentrations de méthane atmosphérique n’est donc pas encore clairement élucidée. En outre, cette interprétation repose exclusivement sur l’hypothèse que les sources principales de méthane atmosphériques proviennent des zones humides continentales.
Cependant, une source de méthane récemment découverte proviendrait de déstabilisations des gaz-hydrates, ou clathrates. Les gaz-hydrates sont des molécules de gaz (principalement du CH4, mais également du CO2, CH3) piégées dans une structure cyclique de molécules d’eau (Kvenvolden, 1995) (figure 5.1). Ces gaz-hydrates sont stables à certaines conditions de pression-température sur les marges continentales (Dickens and Quinby-Hunt, 1994 ; Dickens and Quinby-Hunt, 1997; Paull et al., 1991 ; Zatsepina and Buffett, 1998). Ils ont été découverts sur la plupart des marges continentales (figure 5.2). Une baisse de pression et/ou une augmentation de température peut permettre de rompre la structure cyclique et de dégazer abruptement de grandes quantités de méthane.
En raison du pouvoir radiatif du méthane, de tels relargages ont pu avoir un effet climatique important (Kvenvolden, 1988). Ainsi la rapidité de la déglaciation et les changements climatiques rapides du stade marin isotopique 3 sont expliqués par certains auteurs comme provenant de déstabilisations massives de clathrates de méthane(Kennett et al., 2000; Nisbet, 1992; Paull et al., 1991). Ces spéculations n’ont cependant pas encore été étayées par des observations convaincantes.
Pendant la déglaciation, Nisbet propose que la remontée du niveau marin ainsi que la fonte des calottes polaires, réduit la pression et déstabilise les gaz-hydrates (Nisbet, 1992). En confirmation de cette hypothèse, Smith a pu observer que les marges Groenlandaises ont dégazés des clathrates lors de la terminaison I (Smith et al., 2001). Cependant, les événements reposrtés par ces auteurs sont situées aux extrémités des carottes, de sorte que le modèle d’âge ne peut être contraint. Une seconde hypothèse indique qu’une baisse du niveau marin liée à l’englacement des pôles, entrainerait une déstabilisation de gaz-hydrates qui agiraient comme facteur limitant des basses températures dans les stades glaciaires (Paull et al., 1991). Cette théorie a été adaptée aux changements climatiques rapides de type Dansgaard Oeschger par (Kennett et al., 2000). Ces auteurs suggèrent que les changements de concentration en méthane atmosphérique de type D.-O. sont liés à des relargages de clathrates. Ces auteurs observent dans les sédiments du bassin de Santa Barbara de « larges » allègements de la composition en δ 13C des tests de foraminifères benthiques et exceptionnellement de foraminifères planctoniques pendant les D.-O., qu’ils attribuent à des relargages de méthane lors des phases de réchauffement (figure 5.3). Des observations actuelles tendent à modérer leur argument qui est basé sur différentes espèces, et pouvant donc être fortement sujettes à des effets vitaux (Stott et al., 2002). Des évidences de relargages massifs affectant toute la colonne d’eau qui auraient pu ainsi dégazer de grandes quantités de méthane n’ont donc pas encore été mises en évidence.
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Table des matières
Introduction
A – Introduction Générale
B – Structure de la thèse
Dynamique Climatique rapide
Chapitre 1 : Variabilité millénnale de la mousson d’hiver Est-Asiatique
Problématique
Méthode
Résumé de l’article
Millenial-scale dynamics of the East asian winter monsoon during the last 200,000 years : de GaridelThoron, T., Beaufort, L., Linsley, B., and Dannennmann, S. (2001) Paleoceanography, v. 16, p. 491-
Abstract
1. Introduction
2. Material
3. Methods
3.1 Age model
3.2 Signal Analysis
3.2.1. Spectral Analysis
3.2.2. Singular Spectrum Analysis
3.3 Florisphaera profunda : paleoproductivity marker
4. Results
4.1 Glacial-interglacial variations
4.2 Sub-Milankovitch dynamics
4.2.1 Bolling/Allerod and the Younger Dryas event
4.2.2 Millennial-scale PP events during MIS 3
4.3 Analysis in the Frequency Domain (Suborbital Frequencies)
4.3.1 The 1.5 kyr cycle
4.3.2 The 2.4 kyr cycle
4.3.3 The 4.2-3.3 kyr cycle
4.3.4 The 6 kyr cycle
5. Discussion: High-Frequency Cycles
5.1 The 2.4 kyr Cycle
5.2 Pseudo 1.5 kyr Cyclicity
6. Conclusions
References
Chapitre 2 : Relargages massifs de clathrates de méthane pendant le dernier stade glaciaire
Problématique
Méthodes
Résumé de l’article
Références
Large gas hydrate methane releases during the last glacial stage. de Garidel-Thoron, T., Beaufort, L. and Bassinot F. soumis à Geology
Abstract
Introduction
Material and Method
Results
Discussion
References
Dynamique glaciaire-interglaciaire
Chapitre 3 : Température des eaux de surface du Pacifique Ouest équatorial
Problématique
Principe des fonctions de transfert
1- Les fonctions de transfert d’Imbrie et Kipp
2- La méthode des analogues
3- Les réseaux neuronaux
Résumé de l’article
Glacial-interglacial sea-surface temperature changes in the Western Pacific warm pool inferred from
planktonic foraminifera and alkenones. de Garidel-Thoron, T., Beaufort, L., Bard, E., Sonzogni, C.,
and Mix, A.C., : soumis à Paleoceanography.
Abstract
1. Introduction
2. Methods
2.1.1. Imbrie-Kipp transfer functions
2.1.2. Modern Analog Technique (MAT)
2.1.3. A regional transfer function for the Western Pacific
2.1.3.1.1. Core-top data-set
2.1.3.1.2. Oceanic parameters
2.1.4. Downcore analysis : foraminifera and stratigraphy
2.1.5. Alkenone measurements
3. Results
3.1.1. Eastern equatorial Pacific an anomalous area ? – modification of the core-top data-set
3.1.2. Faunal factors
3.1.3. Evaluating transfer function bias
3.1.4. Application to the Western Pacific core MD 97-2138
3.1.5. Alkenones SSTs
4. Discussion : The glacial SSTs in the Western Pacific
4.1.1. The last glacial maximum
4.1.2. Precession and ENSO dynamics in the Western Equatorial Pacific
4.1.3. The marine isotope stage 6
5. Conclusions
References
Conclusion
