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Interactions végétation‑climat au cours des derniers 425.000 ans en Europe occidentale. Le message du pollen des archives marines

Vegetation-Climate relationships over the last 425,000 years in Western Europe. What can pollen from marine archives tell us?
María Fernanda Sánchez‑Goňi +
p. 3-25

Résumés

Le pollen des séquences marines de la marge ouest européenne s’est avéré un outil particulièrement performant pour reconstituer avec précision l’impact des changements climatiques à l’échelle orbitale et celle millénaire, événements d’Heinrich et oscillations de Dangaard-Oeschger (DO), sur la biosphère continentale au cours des derniers 140.000 ans. La corrélation directe entre pollen, indicateurs climatiques marins et de glace issus de ces séquences permet de démontrer le synchronisme entre changements de températures des eaux de surface des latitudes moyennes de l’Atlantique Nord oriental et réponse de la végétation de la Péninsule Ibérique. Il existe donc pour des périodes de forçage courtes un équilibre dynamique entre végétation et climat. Ce travail montre également que l’impact des oscillations de D-O en Europe a été spatialement variable. Les environnements du sud de la Péninsule Ibérique, alternant entre paysages semi-désertiques (stades de D‑O) et forêts ouvertes méditerranéennes (interstades de D-O), ont été particulièrement affectés par cette variabilité tandis que plus au nord la réponse de la forêt tempérée à été estompée. En effet, au moment des réchauffements de D-O la forêt de pin se développe dans cette région. Par ailleurs, un déphasage entre les variations du volume de glace dans l’hémisphère nord et les changements du couvert forestier dans le sud-ouest de l’Europe a été mis en évidence au cours du sous-stade isotopique marin 5e (MIS 5e). C’est ainsi que le volume minimal de glace est atteint à 128 ka, 2.000 ans avant l’expansion majeure de la forêt tempérée qui marque le début de l’Eémien à 126 ka ; le développement substantiel de calottes polaires se produit à 115 ka tandis que la forêt perdure en Ibérie jusqu’à 110 ka. La succession forestière détectée au cours du dernier interglaciaire à différentes latitudes montre que l’Eémien de la Péninsule Ibérique a duré 16.000 ans, soit 5000 ans de plus que l’Eémien des régions septentrionales au-dessus de 50oN (11.000 ans). Cette étude suggère également un premier déplacement vers le sud de la ligne de la forêt boréale entre 122 ka et 120 ka qui impliquerait une expansion de la toundra. Ce déplacement de ceintures de végétation précède la croissance substantielle des calottes polaires. Ces données sont compatibles avec les simulations transitoires qui considèrent le remplacement de la taïga par la toundra, doublant l’albédo, comme un mécanisme majeur pour l’entrée en glaciation. Ce mécanisme semble avoir joué aussi un rôle majeur pour initier l’accumulation de glace pendant la première partie du stade isotopique 11 (MIS 11.3), un long interglaciaire daté à 425 ka et qui a duré ~30.000 ans, caractérisé par des variations d’insolation estivales plus faibles que celles du stade isotopique marin 5 (MIS 5) et semblables à celles de l’interglaciaire actuel. Enfin, une variabilité climatique millénaire au cours des derniers 3.000 ans a été identifiée dans le nord ouest de la Péninsule Ibérique par le calcul des flux polliniques dans une séquence estuarienne de la Ria de Vigo (Galice).

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Texte intégral

La plupart des carottes traitées dans ce travail ont été prélevées par le navire océanographique Marion Dufresne (IPEV) dans le cadre du programme international IMAGES. Je tiens à remercier Jean-Louis Turon pour la relecture de ce manuscrit. Jacques-Louis de Beaulieu et un referee anonyme pour leurs conseils pertinents qui ont permis d’améliorer cette synthèse. Ce travail est la contribution n°1592 de l’UMR 5805 EPOC.

1 - Introduction

1Face à l’inquiétude croissante sur le réchauffement actuel de la planète, dû sans doute au moins en partie aux activités humaines, il est nécessaire plus que jamais de connaître la dynamique naturelle du climat dans le passé et les modifications environnementales qui en découlent. La compréhension du système climatique naturel peut permettre de dissocier ce qui dans le changement climatique actuel est imputable à l’homme de ce qui est propre à la cyclicité naturelle.

2Le changement climatique est un phénomène global qui agît sur l’atmosphère, l’hydrosphère, notamment les océans, la cryosphère, en particulier les calottes de glace polaires, la lithosphère et la biosphère. Ces différents réservoirs agissent, à leur tour, sur le climat en produisant des rétroactions négatives ou, au contraire, amplifiant le signal climatique. Le forçage externe lié à la position de la Terre par rapport au Soleil et à la constante solaire ainsi que plusieurs forçages internes (circulation thermohaline, mécanique interne de la glace, éruptions volcaniques, concentration du CO2, albédo…) sont les responsables de la fréquence, la durée et l’amplitude du changement climatique. Pour comprendre ces trois paramètres et les mécanismes associés au changement climatique naturel il est donc nécessaire de reconstituer son impact sur ces cinq réservoirs dans le passé avec une chronologie commune.

3Cette reconstitution peut être réalisée par la corrélation des enregistrements paléoclimatiques marins, de glace et continentaux. Toutefois la corrélation des séquences terrestres avec les archives marines et de glace est difficile en raison du manque de précision des différents calages chronologiques d’une séquence à l’autre. En effet, ces séquences dispersées géographiquement, ont de plus des modèles d’âge différents, certains basés sur des datations radiométriques (14C, U/Th…), d’autres sur le comptage des couches de glace accumulées annuellement sur le Groenland et encore d’autres sur des modèles physiques d’accumulation de glace en Antarctique. Une façon de contourner ce problème est de travailler sur des carottes marines à sédimentation continue et non perturbée riches en pollen et spores qui nous renseignent sur l’histoire de la végétation et, en conséquence, du climat du proche continent. Ces carottes ont de plus l’avantage de renfermer des indicateurs paléoclimatiques provenant d’autres réservoirs permettant d’estimer les températures et la salinité des eaux de surface (foraminifères planctoniques, kystes de dinoflagellés, alcénones, nannoplancton, diatomées), les conditions des eaux du fond (Mg/Ca, ostracodes, foraminifères benthiques, δ13C), la dynamique des icebergs et l’instabilité des calottes polaires (sédiments grossiers) et le volume de glace stocké aux pôles (isotopes des foraminifères benthiques). La corrélation directe de ces différents types d’enregistrements paléoclimatiques permet d’une part d’identifier les changements climatiques qui ont affecté le continent et, d’autre part, de les corréler directement avec la réponse d’autres composants du système climatique (océan, glace, atmosphère). On pourra ensuite documenter d’éventuels déphasages dans la réponse de ces réservoirs à un même changement climatique et enfin discuter de la fréquence et nature de ces changements. Une comparaison entre données et sorties des modèles permet en plus de tester la validité de ces dernières et, donc, la robustesse des mécanismes impliqués dans les différents modèles pour reproduire le changement climatique. En particulier, il est possible de tester le rôle possible des changements de la végétation sur le climat. Depuis les années 60, des travaux pionniers ont montré l’apport de l’analyse pollinique des carottes marines pour la connaissance du climat passé (Rossignol, 1969 ; Heusser & Florer, 1973 ; Turon, 1984a).

4Pour toutes ces raisons, plusieurs campagnes océanographiques de carottage ont été organisées dans le cadre du programme international IMAGES depuis 1995. Les zones choisies ont été la marge ouest européenne et la Méditerranée occidentale car des travaux précédents (Turon, 1984a et b ; Turon & Londeix, 1988) ont montré la richesse en pollen des séquences sédimentaires de ces zones. Ces carottes ont été prélevés avec un carottier géant à piston appelé CALYPSO monté sur le bateau océanographique Marion

5Dufresne. Dans ce travail nous présentons une synthèse des résultats récents issus de l’analyse à haute résolution (100-1000 ans) des indicateurs climatiques marins et terrestres (pollen) préservés dans plusieurs carottes marines continues provenant de la marge ibérique et qui couvrent les derniers 425.000 ans (fig. 1). Cette région, soumise à des influences atlantiques et méditerranéennes, est donc stratégiquement située pour enregistrer la variabilité climatique haute fréquence de Dansgaard-Oeschger (D-O) et les événements d’Heinrich détectés dans l’Atlantique Nord.

Fig. 1 : Localisation des séquences polliniques marines et terrestres mentionnées dans le texte. 1. MD95-2043, 2. ODP site 976, 3. MD95-2042& SU81-18, 4. MD95-2039, 5. MD99-2331&MD01-2447, 6. Ribains, 7. La Grande Pile, 8. Gröbern, 9. Lago di Monticchio, 10. Ioaninna, 11. Kopais, 12. Tenaghi Philippon.

Fig. 1 : Localisation des séquences polliniques marines et terrestres mentionnées dans le texte. 1. MD95-2043, 2. ODP site 976, 3. MD95-2042& SU81-18, 4. MD95-2039, 5. MD99-2331&MD01-2447, 6. Ribains, 7. La Grande Pile, 8. Gröbern, 9. Lago di Monticchio, 10. Ioaninna, 11. Kopais, 12. Tenaghi Philippon.

2- Le pollen dans l’océan

2.1 - Validation de l’outil

6Le pollen qui arrive à l’océan par les vents et les fleuves traverse la colonne d’eau en faisant partie de la neige marine. Des études suggèrent une influence minimale des courants océaniques durant le processus d’immersion du pollen et donc une forte vitesse de sédimentation dans la colonne d’eau atlantique (~100 m/jour), (Hooghiemstra et al., 1992). D’autres études sur la pluie pollinique récente dans différentes régions de la Terre telles que le Golfe de Gascogne (Turon, 1984a), la Méditerranée (Koreneva, 1971), la marge africaine (Hooghmiestra et al., 1986 ; Dupont & Wyputta, 2003), le nord-ouest de l’océan Atlantique, le nord-est de l’océan Pacifique et le golfe du Mexique (Heusser & Balsam, 1977 ; Heusser, 1985 ; Heusser & Van de Geer, 1994) confirment que le pollen des sédiments océaniques reflète une image intégrée de la végétation régionale du proche continent et, par conséquent, les paramètres climatiques sous lesquels cette végétation s’est développée.

7Dans la marge ibérique occidentale, la plupart des carottes a été prélevée près des embouchures des grandes rivières. De ce fait et grâce aux études expérimentales (Heusser, 1985) nous pouvons supposer que la plupart du pollen est transporté par les fleuves et provient de la végétation colonisant la Péninsule Ibérique. Cela est particulièrement vrai dans cette région où les vents dominants sont du nord-ouest. La comparaison des spectres polliniques actuels de l’océan profond de la marge ibérique avec ceux provenant des sédiments superficiels des estuaires et ceux issus des sédiments continentaux situés à différentes altitudes, ces derniers inclus dans la base de données pollinique européenne (EPD, http : //www.imep-cnrs.com/pages/EPD.htm), montre une forte ressemblance entre spectres polliniques estuariens et océaniques (Desprat, 2005) (fig. 2). Les spectres estuariens reflétant la végétation du bassin auquel ils appartiennent, les spectres polliniques hauturiers représentent donc de façon fiable la végétation du proche continent. Cette végétation, actuellement caractérisée dans le nord par une chênaie caducifoliée et dans le sud par une forêt méditerranéenne, est bien détectée par les spectres marins provenant respectivement du nord et du sud de la marge ibérique.

Fig.2 : MUN3, Es09, GAT1, GAT7 : spectres polliniques actuels issus des échantillons continentaux de surface (mousses et partie supérieure des séquences lacustres et tourbeuses). Ría de Vigo et Barreiro : spectres polliniques provenant de la partie supérieure des séquences estuariennes couvrant le dernier siècle. MD95-2042 et MD01-2447 : spectres polliniques provenant de la partie supérieure des séquences marines couvrant le dernier siècle.

Fig.2 : MUN3, Es09, GAT1, GAT7 : spectres polliniques actuels issus des échantillons continentaux de surface (mousses et partie supérieure des séquences lacustres et tourbeuses). Ría de Vigo et Barreiro : spectres polliniques provenant de la partie supérieure des séquences estuariennes couvrant le dernier siècle. MD95-2042 et MD01-2447 : spectres polliniques provenant de la partie supérieure des séquences marines couvrant le dernier siècle.

2.2 - Reconstruction climatique quantitative

8La diversité floristique et la richesse pollinique qui caractérisent les spectres polliniques de la marge ibérique ainsi que la présence du pollen provenant de plantes particulièrement sensibles aux changements de température et humidité telles que les arbres mésothermophiles (chêne caducifolié, charme, hêtre…), les plantes méditerranéennes (chêne vert, olivier, pistachier, filaire…) ou les plantes semi-désertiques (Artemisia, Ephedra, Chenopodiaceae…) nous a permis, pour la première fois, d’estimer quantitativement des valeurs moyennes de températures et de précipitations pour le bassin versant ainsi que des variations de ces valeurs au cours du temps en appliquant la technique des meilleures analogues modernes (Guiot, 1990 ; Cheddadi et al., 1998). Cette reconstitution se base sur une base de données formée par 1328 spectres polliniques actuels (mousses, sols et sédiments lacustres) provenant de l’Eurasie et de l’Afrique du nord (Peyron et al., 1998 ; Tarasov et al., 1998). Les paramètres climatiques, température moyenne du mois le plus froid (MTCO) et celle du mois le plus chaud (MTWA) ainsi que la précipitation annuelle, associés à chaque spectre pollinique sont calculés sur la base des données météorologiques en utilisant une interpolation basée sur la technique du réseau neuronal artificiel (ANN). Les paramètres choisis semblent jouer un rôle déterminant sur la distribution de la végétation et les spectres polliniques résultants (Prentice et al., 1993). Une majorité de ces spectres sont issus des parties supérieures des carottes lacustres dont la plupart contient, en vue de la surface des lacs concernés, le pollen déposé sur plusieurs années de la végétation régionale, une situation qui se rapproche de celle trouvée dans les sédiments marins. Cette base de données a été, toutefois, légèrement modifiée afin de l’utiliser sur des spectres marins qui ont toujours une surreprésentation du pollen de pin (Heusser & Balsam, 1977 ; Turon, 1984a). Ce pollen est systématiquement enlevé dans les comptages polliniques des sédiments marins et, de ce fait, il a été supprimé de la base de données terrestre. Dans la technique standard des meilleurs analogues modernes (Guiot, 1990), la similitude entre spectres fossiles et modernes est évaluée par la distance chordale. Nous avons choisi les 5 spectres analogues modernes avec la distance chordale minimale par rapport au spectre fossile et leurs paramètres climatiques estimés en les moyennant par pondération inverse à la distance chordale. La limite supérieure et inférieure de l’erreur est donnée par la déviation positive et négative des analogues extrêmes par rapport à la moyenne. La qualité de l’estimation dépend de la taille et diversification de la base de données modernes. Nous avons également utilisé la technique de la biomisation (Guiot et al., 1993) sur certaines séquences pour réduire les incertitudes associées au manque d’analogues modernes parfaits. La biomisation attribue à chaque spectre moderne un type de biome tel que toundra, taïga, forêt tempérée caducifoliée, forêt mixte chaude ou steppe. La technique des analogues modernes ne peut pas, par conséquent, tenir compte de tous les spectres modernes qui se rapprochent du fossile mais seulement ceux qui correspondent au même biome. Toutefois, des biomes attribués à certains spectres modernes ne sont pas fiables et ils ont été exclus de la base de données. La nouvelle base que nous avons utilisée a donc été améliorée et est composée de 868 spectres polliniques provenant de l’Eurasie, la chaîne de Scandes, le plateau tibétain et le nord de l’Afrique (Peyron et al., 2005).

3- Réponse de la végétation à la variabilité climatique orbitale et suborbitale

9Les archives géologiques montrent qu’au cours des 2 derniers millions d’années la Terre a connu de larges changements environnementaux entre périodes glaciaires et interglaciaires forcés premièrement par les variations d’insolation (Shackleton & Opdyke, 1973 ; Tzedakis et al., 1997 ; Davis, 1998). Surimposée à cette variabilité orbitale, des changements abrupts avec une fréquence millénaire ont ponctué les dernières périodes glaciaires (Heinrich, 1988 ; Dansgaard et al., 1993).

10Cette variabilité climatique rapide est associée à des variations de volume de glace (Siddall et al., 2003), de la concentration de gaz à effet de serre (Stauffer et al., 1998 ; Flückiger et al., 2004), de la circulation thermohaline (Oppo et al., 1995) ainsi que des températures des eaux de surface (Martrat et al., 2004) et atmosphériques dans le Groenland (Johnsen et al., 1992 ; Landais et al., 2005). Mais, quel impact a eu cette variabilité climatique rapide détectée dans les séquences marines et de glace sur la végétation et le climat de l’Europe occidentale ? Quel a été la durée et la variabilité climatique des périodes interglaciaires en tant qu’analogues potentiels de l’interglaciaire actuel et, en particulier, quel a été le rôle des changements de la végétation comme mécanisme de rétroaction pour déclencher l’entrée en glaciation ?

3.1 -Variabilité climatique rapide en période glaciaire (70-15 ka)

11L’idée traditionnellement admise d’une évolution climatique graduelle et rythmée par des cyclicités astronomiques de 100.000, 41.000, 23.000 et 19.000 ans a été récemment remise en question par la découverte d’une série de changements climatiques abruptes et de forte amplitude qui, avec une cyclicité millénaire, ont ponctué les périodes glaciaires des derniers 500.000 ans (McManus et al., 1999 ; de Abreu et al., 2003) et, en particulier, la dernière période glaciaire (Heinrich, 1988 ; Johnsen et al., 1992 ; Bond et al., 1993). Au cours de cette période, ces changements, appelés de Dansgaard-Oeschger, ont produit une alternance des phases froides, stades, et chaudes, interstades, sur le Groenland et sont associés à des variations dans les températures des eaux de surface de l’Atlantique Nord (fig. 3). Chacune de ces phases a duré entre 500 et 2.000 ans et le passage d’un intervalle froid à un intervalle chaud a été rapide, en se produisant en moins d’un siècle. Tous les 7.000-10.000 ans, des phases froides de D-O associées à des énormes débâcles d’icebergs provenant principalement de la fragmentation de la calotte laurentidienne envahissaient l’Atlantique Nord. Ces événements catastrophiques, nommés événements d’Heinrich (He), ralentissaient la circulation thermohaline (Ganopolski & Rahmstorf, 2001) en produisant une réorganisation atmosphérique avec une intensification des vents du sud et du nord-ouest dans la Péninsule Ibérique (Moreno et al., 2002). Six événements d’Heinrich ont ponctué la période 70.000-15.000 cal ans BP dont leur étendu chronologique est le suivant (Elliot et al., 1998, 2002 et fig. 3) : He6 (63-59 ka), He5 (49-47 ka), He4 (34.900-33.900 14C BP, 40-38 ka), He3 (28.000-26.000 14C BP, 32,8-31,3 ka), He2 (22.100-20.400 14C BP, 26,8-23,7 ka) et He1 (15.10013.400 14C BP, 18-15,2 ka).

12Si cette variabilité de D-O est de mieux en mieux documentée dans différentes régions du globe (Voelker, 2002), le rôle des différents mécanismes tels que la dynamique interne de la glace (MacAyeal, 1993 ; McCabe & Clark, 1998), la circulation thermohaline (Vidal et al., 1999 ; Peterson et al., 2000 ; Claussen et al., 2003 ; Knutti et al., 2004) ou la variation dans la concentration des poussières atmosphériques (Fuhrer et al., 2000) à l’origine de cette variabilité et sa transmission latitudinale sont encore loin d’être précisées. Egalement, l’impact de cette variabilité sur les environnements terrestres et, en particulier, ceux du sud de l’Europe commence juste à être appréhendé (Allen et al., 1999 ; Sánchez Goñi et al., 2000, 2002 ; Roucoux et al., 2001 ; Combourieu-Nebout et al., 2002 ; Tzedakis et al., 2004a) et soulève des nouvelles questions sur le degré d’inertie et de variabilité spatiale de la réponse de la végétation à de tels changements. Des études récentes montrent des réponses immédiates de la végétation aux refroidissements tels que le Dryas récent ou l’événement 8.2 (Tinner & Lotter, 2001). Peu connu, par contre, est la réponse de la végétation face aux réchauffements des périodes glaciaires. L’hypothèse de l’équilibre dynamique entre végétation et climat étant conçue à l’origine pour des changements climatiques à l’échelle orbitale, les nouvelles séquences polliniques marines à haute résolution possédant des marqueurs climatiques indépendants rendent possible d’étudier le temps et la nature de la réponse de la végétation à la variabilité climatique millénaire.

13L’impact de la variabilité océanique et atmosphérique sur la végétation du sud-ouest de la Péninsule Ibérique au cours des derniers 140.000 ans est bien illustré maintenant par l’étude multiproxy des carottes MD95-2042 et SU81-18 (Sánchez Goñi et al., 1999b, 2000a, 2000b, 2002 ; Turon et al., 2003) (fig. 3). La comparaison de l’enregistrement pollinique issue de ces carottes avec la nouvelle séquence isotopique NorthGRIP montre que toutes les oscillations de D-O ont eu un impact sur la végétation et le climat de cette région. La corrélation directe entre l’évolution de la forêt tempérée, incluant les arbres et arbustes méditerranéens, les températures des eaux de surface (estimées par l’analyse des alcénones, les mesures des isotopes planctoniques ainsi que par les pourcentages du foraminifère polaire Neogloboquadrina pachyderma (s)) et de l’évolution de la cryosphère (concentrations de la fraction grossière provenant de la fonte d’icebergs) montrent que les phases froides océaniques, associées ou non à des débâcles d’icebergs, sont contemporaines d’une forte réduction de la forêt tempérée dans le sudouest de la Péninsule. Parallèlement, les réchauffements océaniques coïncident avec l’expansion de cette forêt. Un zoom sur les derniers 50.000 ans de cette carotte de la marge sud ouest ibérique, montre que chaque phase froide de D-O coïncide avec un paysage semi-désertique dans le sud de la Péninsule Ibérique. Un réchauffement dans l’atmosphère de Groenland correspond à un développement de la forêt ouverte méditerranéenne associé à celui des bruyères indiquant une augmentation de température et d’humidité dans cette région (fig. 4). Le même synchronisme est observé dans les enregistrements provenant de la mer d’Alboran (MD95-2043 et ODP 976) suggérant un mécanisme atmosphérique dans la transmission de la variabilité de D-O en Méditerranée occidentale. Ce mécanisme serait à l’origine d’une alternance de deux situations durant les phases D-O, l’une, stadiaire, caractérisée par une diminution des précipitations hivernales liée à une plus forte fréquence de hautes pressions sur cette région et l’autre, interstadiaire, caractérisée comme à présent par la présence en hiver d’arcs dépressionnaires sur la Méditerranée (Combourieu-Nebout et al., 2002 ; Sánchez Goñi et al., 2002). L’application de la technique des meilleurs analogues modernes à ces enregistrements polliniques marins montre un refroidissement de l’ordre de 10oC et une diminution dans les précipitations annuelles autour de 400 mm au cours des événements d’Heinrich dans le sud de la Péninsule Ibérique. Le dernier maximum glaciaire, 23 ka-18 ka, caractérisé dans cette région par l’expansion de bruyères et le faible développement d’arbres caducifoliés, est paradoxalement une période plus humide sur le continent et plus chaude dans l’océan que les événements d’Heinrich (He1 et He2) qui l’encadrent (Grousset et al., 2001 ; Turon et al., 2003).

14Plus au nord, l’étude multiproxy des carottes MD952039 et MD99-2331, prélevées respectivement près de la latitude de l’embouchure du fleuve Douro (40o31’N, 10o20’W) et en face de la Galice (42o09’N, 09o41’W), révèle également une variabilité millénaire dans les changements de végétation alternant entre steppe et forêt ouverte (Roucoux et al., 2005 ; Sánchez Goñi et al., en préparation). Des contractions dans la forêt de pin sont détectées à chaque événement d’Heinrich.

15L’observation de la période allant de 41 à 34 ka, incluant l’événement He4 et l’interstade D-O 8 (GIS8, Greenland Interstadial 8 suivant la terminologie des archives de glace), montre que le réchauffement GIS8 est caractérisé en Méditerranée occidentale dans un premier temps par l’expansion de la forêt tempérée, principalement du chêne caducifolié, suivie par le développement d’une forêt ouverte méditerranéenne (fig. 5). L’expansion de la forêt tempérée est associée à des températures de la surface océanique (sea surface temperatures ou SST) en été de 12oC estimées d’après les assemblages des foraminifères planctoniques. Par la suite, la forêt ouverte méditerranéenne coïncide avec des SST annuelles supérieures à 14oC. Ces observations indiquent que les arbres dans le sud de la Péninsule répondent rapidement, (en moins de 200 ans, moyenne de résolution de notre analyse), aux changements climatiques. Cela est certainement dû au réchauffement climatique relativement important, comme indiqué par l’amplitude des variations des SST, et la relative haute densité de zones refuge pour les arbres tempérés au cours de l’événement He4 précédant (Sánchez Goñi & d’Errico, 2004).

16Encore plus au nord, l’analyse d’une autre carotte provenant de la marge nord-ouest ibérique, MD992331, montre l’expansion du pin au début du GIS8 associée à des SST estivales entre 8oC et 12oC suivie d’un léger développement de la forêt tempérée. Cette étude suggère aussi un synchronisme entre changement des SST et réponse de la végétation. Toutefois, la faible expansion de la forêt tempérée est probablement dû au moindre réchauffement au cours du GIS8 dans cette région et à la presque absence de zones refuge durant le He4 (fig. 5) (Sánchez Goñi et al., en préparation). Plus au nord les séquences polliniques françaises, comme par exemple celle de la Grande Pile située dans les Vosges (47oN 6oE) (Pons et al., 1992), n’enregistrent pas de changements importants dans les pourcentages du pollen d’arbres tempérés au cours de la dernière période glaciaire. A ces latitudes, les SST d’été en Mer d’Irlande restent inférieures à 12oC durant le GIS8 (Cortijo et al., 1997). Par conséquent, les séquences polliniques européennes situées au-delà de 42oN montrent que les arbres tempérés ne peuvent pas répondre à la variabilité millénaire de D-O. En effet, les phases interstadiaires ont été probablement marquées par le développement de la forêt de conifères et de bouleaux.

17Ceci est corroboré par le fait qu’actuellement le développement optimal de la forêt tempérée est associé des deux côtés de l’Atlantique avec des températures de l’océan en été situées entre 12 et 18oC et que l’expansion de la forêt méditerranéenne coïncide avec des SST estivales supérieures à 18oC (Van Campo, 1984). La valeur de 12oC dans les SST d’été semble être, comme à présent, la valeur seuil permettant l’expansion de la forêt tempérée au cours de la dernière période glaciaire.

18En conclusion, nous avons mis en évidence un synchronisme entre SST et changements de la végétation dans la Péninsule Ibérique en réponse à la variabilité climatique millénaire. Cela suggère l’existence d’un équilibre dynamique entre végétation et climat pour des courtes périodes de forçage. De plus, l’impact de la variabilité de D-O sur les écosystèmes de l’Europe occidentale est spatialement variable. Les environnements du sud de l’Ibérie, alternant entre formations semi-désertiques et forêts ouvertes méditerranéennes, ont été particulièrement affectés par cette variabilité rapide. Dans les régions plus septentrionales, la réponse de la forêt tempérée a été, au contraire, presque muette et c’est la forêt de conifères qui se développe au cours des interstades de D-O. L’étude multiproxy d’une nouvelle carotte prélevée sur le dôme Gascogne (45oN, 5oW) pourra infirmer ou confirmer cette hypothèse qui voit des milieux steppiques perdurer entre 70 et 15 ka dans le nord de l’Europe à la différence de l’alternance de forêt tempérée/végétation semidésertique détectée dans le sud de cette région.

19L’alternance bien marquée entre environnements forestiers et paysages semi-désertiques dans le sud de la Péninsule Ibérique en réponse à la cyclicité de D-O est également détectée par la séquence di Lago di Monticchio située dans le sud de l’Italie (Allen et al., 1999) et correspondrait dans le nord de la Péninsule Ibérique à l’alternance entre bosquets de pin et paysage de landes. Plus à l’est, en Grèce, la réponse de la végétation varie aussi selon la position géographique des sites analysés. Dans le nord ouest, le site de Ioannina détecte encore un certain développement du couvert forestier au cours des événements d’Heinrich tandis que dans des sites qui actuellement sont soumis à un stress hydrique, Tenagi-Phillipon et Kopais, ces événements produisent des formations ouvertes (Tzedakis et al., 2004a).

20La sécheresse observée au cours des événements d’Heinrich et les autres stadiaires de D-O dans le sud de l’Europe correspondrait, par contre, à une augmentation d’humidité dans le côté ouest de l’Atlantique, en Floride (Grimm et al., 1993). Nous avons proposé que cette configuration climatique observée pendant les périodes froides puisse être expliquée par une plus forte fréquence des situations de type NAO (oscillation nord atlantique) positive (Sánchez Goñi et al., 2002). A présent, l’oscillation nord-atlantique contrôle une partie du climat européen en hiver. Elle est définie comme le gradient de pression entre les hautes pressions des Açores et les basses pressions de l’Islande. Quand cet index est fort on parle de NAO positive (+) et quand il est faible de NAO négative (–). En mode positive, le sud de la Péninsule Ibérique connait des périodes de sécheresse tandis que les îles britanniques, la Scandinavie et la Floride sont soumises à de plus fortes précipitations (Hurrell, 1995 ; Rodwell, 1999). Pour vérifier cette hypothèse sur une plus forte fréquence de situations climatiques/atmosphériques de type NAO (+) en période stadiaire, d’autres analyses doivent être effectuées de part et d’autre de l’Atlantique Nord et dans d’autres latitudes.

21Nous avons donc pu documenter dans un premier temps le comportement des environnements océaniques et terrestres face à la variabilité climatique rapide, d’ordre millénaire, détectée dans les carottes de glace groenlandaises et, dans un deuxième temps, de discuter des mécanismes à l’origine de cette variabilité. Toutefois, la corrélation précise entre les enregistrements groenlandais et les archives marines est incontournable si on veut évaluer le temps et la durée des réponses marines et continentales à la variabilité du type D-O dans différents domaines géographiques.

22L’étude multidisciplinaire de ces carottes a déjà mis en évidence des décalages entre la réponse de certains marqueurs à un événement climatique particulier. Par exemple, le début de l’événement He4 et de l’événement He2 est marqué par l’augmentation des pourcentages des dinoflagellés froids précédant le développement des foraminifères planctoniques polaires dans le sud-ouest de la marge ibérique (Sánchez Goñi et al., 2000 ; Turon et al., 2003). Egalement, des déphasages entre les températures des eaux de surface et l’arrivée des icebergs au cours du He1 et du He2 ont été détectés dans d’autres carottes nord atlantiques situées dans la bande préférentielle de dépôts de sédiments grossiers issus de la fonte d’icebergs et située entre 50oN et 40oN appelée ceinture de Ruddiman, (Grousset et al., 2001 ; Zaragosi et al., 2001). Toutefois, la durée de ces déphasages n’a pas été encore bien établie.

Fig. 3 : Analyse multiproxy de la carotte MD95-2042 prélevée sur le sud-ouest de la marge ibérique. De gauche à droite : a) variation de l’insolation d’été dans les hautes latitudes de l’hémisphère nord ; b) courbe des isotopes des foraminifères benthiques indiquant la stratigraphie isotopique marine (MIS5 à MIS1) et donc la variation du volume de glace, c) courbe des isotopes des foraminifères planctoniques reflétant les variations des conditions de surface, notamment température et salinité (Shackleton et al., 2000 and 2002), d) variation de la température des eauxde surface (SST) dérivées de l’analysedes alcénones (Pailler& Bard, 2002).Les alcénones sont des chaînes longues (C37-C39) d’éthyland méthyl cétones excrétées par le phytoplancton,e) courbe de la concentrationdu sédiment grossier provenantde la fonte des icebergs (Ice Rafted Debris, IRD). La ligne fine indique une exagération x10, f) courbe des pourcentages du foraminifère polaire Neogloboquadrina pachyderma (s), g) variations dans les pourcentages de la forêt tempérée incluant les arbres et arbustes méditerranéens (olivier, chêne vert, phillaire, pistachier et Cistus). h) courbe isotopique de la glace de NorthGRIP (NorthGRIP members, 2004).Le modèle d’âge (âge calendaire) de la carotte MD95-2042 dérive des travaux de Bard et al. (2004) et Shackleton et al. (2002 ; 2004). La chronologie de NGRIP est basée sur GRIP ss09sea ou GRIP 2001 (Johnsen et al., 2001). He6 à He1 font référence aux événements d’Heinrich de la dernière période glaciaire (70ka-15ka) ; GIS25 à GIS1 indiquent les oscillations (interstades) de Dansgaard‑Oeschger (D-O) du dernier cycle climatique. Les intervalles en gris indiquent les événements d’Heinrich et autres stadiaires de D-O. N.B. : Pour les derniers 25.000ans, les données d’IRD, N.pachyderma(s) et pollen sont issues de l’analyse de la carotte jumelle SU81-18 (Lézineet Denèfle, 1997 ; Turon et al., 2003).

Fig. 3 : Analyse multiproxy de la carotte MD95-2042 prélevée sur le sud-ouest de la marge ibérique. De gauche à droite : a) variation de l’insolation d’été dans les hautes latitudes de l’hémisphère nord ; b) courbe des isotopes des foraminifères benthiques indiquant la stratigraphie isotopique marine (MIS5 à MIS1) et donc la variation du volume de glace, c) courbe des isotopes des foraminifères planctoniques reflétant les variations des conditions de surface, notamment température et salinité (Shackleton et al., 2000 and 2002), d) variation de la température des eauxde surface (SST) dérivées de l’analysedes alcénones (Pailler& Bard, 2002).Les alcénones sont des chaînes longues (C37-C39) d’éthyland méthyl cétones excrétées par le phytoplancton,e) courbe de la concentrationdu sédiment grossier provenantde la fonte des icebergs (Ice Rafted Debris, IRD). La ligne fine indique une exagération x10, f) courbe des pourcentages du foraminifère polaire Neogloboquadrina pachyderma (s), g) variations dans les pourcentages de la forêt tempérée incluant les arbres et arbustes méditerranéens (olivier, chêne vert, phillaire, pistachier et Cistus). h) courbe isotopique de la glace de NorthGRIP (NorthGRIP members, 2004).Le modèle d’âge (âge calendaire) de la carotte MD95-2042 dérive des travaux de Bard et al. (2004) et Shackleton et al. (2002 ; 2004). La chronologie de NGRIP est basée sur GRIP ss09sea ou GRIP 2001 (Johnsen et al., 2001). He6 à He1 font référence aux événements d’Heinrich de la dernière période glaciaire (70ka-15ka) ; GIS25 à GIS1 indiquent les oscillations (interstades) de Dansgaard‑Oeschger (D-O) du dernier cycle climatique. Les intervalles en gris indiquent les événements d’Heinrich et autres stadiaires de D-O. N.B. : Pour les derniers 25.000ans, les données d’IRD, N.pachyderma(s) et pollen sont issues de l’analyse de la carotte jumelle SU81-18 (Lézineet Denèfle, 1997 ; Turon et al., 2003).

Fig. 4 : Réponse de la végétation du sud‑ouest de la Péninsule Ibérique à la variabilité climatique abrupte des derniers 50.000 ans. De gauche à droite : a) courbe isotopique de la glace de GISP2 (Johnsen et al., 2001),b) Courbes des pourcentages polliniques des principaux groupes écologiques : forêt tempérée, notamment Quercus caducifolié, incluant les arbres et arbustes méditerranéens, Ericaceae (bruyères), végétation semi-désertique (Artemisia, Chenopodiaceae, Ephedra dystachia and E. fragilis-types), c) courbe de la concentration du sédiment grossier provenant de la fonte des icebergs (Ice Rafted Debris, IRD), d) courbe des pourcentages du foraminifère polaire Neogloboquadrina pachyderma (s), e) courbe des variations dans les précipitations annuelles, f) courbe des variations de la température moyenne du mois le plus froid (voir Sánchez‑Goñi et al. 2002pourles courbes de la déviationstandardsupérieure et inférieure). HE1-HE5 font référence aux événements d’Heinrichdes derniers 50.000 ans. LGM : Dernier maximum glaciaire, B-A : interstade de Bölling-Alleröd, YD : Dryas récent. Les intervalles en gris indiquent les stadiaires de Dansgaard-Oeschger. GIS : Greenland Interstadial. N.B. : Pour les derniers 25 000 ans, les données d’IRD, N. pachyderma(s) et pollen sont issues de l’analyse de la carotte jumelle SU 81-18 (Lézine & Denèfle, 1997 ; Turon et al. 2003).

Fig. 4 : Réponse de la végétation du sud‑ouest de la Péninsule Ibérique à la variabilité climatique abrupte des derniers 50.000 ans. De gauche à droite : a) courbe isotopique de la glace de GISP2 (Johnsen et al., 2001),b) Courbes des pourcentages polliniques des principaux groupes écologiques : forêt tempérée, notamment Quercus caducifolié, incluant les arbres et arbustes méditerranéens, Ericaceae (bruyères), végétation semi-désertique (Artemisia, Chenopodiaceae, Ephedra dystachia and E. fragilis-types), c) courbe de la concentration du sédiment grossier provenant de la fonte des icebergs (Ice Rafted Debris, IRD), d) courbe des pourcentages du foraminifère polaire Neogloboquadrina pachyderma (s), e) courbe des variations dans les précipitations annuelles, f) courbe des variations de la température moyenne du mois le plus froid (voir Sánchez‑Goñi et al. 2002pourles courbes de la déviationstandardsupérieure et inférieure). HE1-HE5 font référence aux événements d’Heinrichdes derniers 50.000 ans. LGM : Dernier maximum glaciaire, B-A : interstade de Bölling-Alleröd, YD : Dryas récent. Les intervalles en gris indiquent les stadiaires de Dansgaard-Oeschger. GIS : Greenland Interstadial. N.B. : Pour les derniers 25 000 ans, les données d’IRD, N. pachyderma(s) et pollen sont issues de l’analyse de la carotte jumelle SU 81-18 (Lézine & Denèfle, 1997 ; Turon et al. 2003).

Fig.5 : Comparaison de la variation des températures sur le Groenland (Johnsen et al.2001) avec les températures des eaux de surface (SST) et la succession de végétation du sud-est (carotte MD95‑2043) et du nord-ouest de la Péninsule Ibérique (carotte MD99-2331) dans l’intervalle 41 ka34 ka qui inclut l’événement de Heinrich 4 (He4) et l’interstade 8 (GIS8, Greenland Interstadial 8). Les pourcentages maximaux du foraminifère polaire Neogloboquadrina pachyderma (s) indiquent en Méditerranée occidentale les événements d’Heinrich. Les valeurs de SST de février et août ont été estimées par J. Duprat en appliquant la fonction transfert de Pflaumann et al. (1996)modifiée par E. Cortijo et J. Duprat aux assemblages de foraminifères planctoniques. Uk37-SST indique la variation de la température des eaux de surface (SST) dérivées de l’analyse des alcénones (substances excrétée par le phytoplancton).IRD/gindique les variationsde laconcentrationdu sédiment grossier provenant de la fonte des icebergs (Ice Rafted Debris, IRD). La forêt tempérée est représentée fondamentalement par le chêne caducifolié ; les plantes méditerranéennes par : chêne vert, olivier, pistachier, filaire et Cistus ; les plantes semi-désertiques par : Artemisia, Chenopodiaceae et Ephedra ; les arbres pionniers par : Cupressaceae, Betula et Hippophae. Le modèle d’âge des carottes MD95-2043 et MD99-2331 dérive respectivement des travaux de Cacho et al.(1999) et Sánchez Goñi et al. (en préparation). Les intervalles en gris indiquent l’événement d’Heinrich et les autres stadiaires de D-O.

Fig.5 : Comparaison de la variation des températures sur le Groenland (Johnsen et al.2001) avec les températures des eaux de surface (SST) et la succession de végétation du sud-est (carotte MD95‑2043) et du nord-ouest de la Péninsule Ibérique (carotte MD99-2331) dans l’intervalle 41 ka34 ka qui inclut l’événement de Heinrich 4 (He4) et l’interstade 8 (GIS8, Greenland Interstadial 8). Les pourcentages maximaux du foraminifère polaire Neogloboquadrina pachyderma (s) indiquent en Méditerranée occidentale les événements d’Heinrich. Les valeurs de SST de février et août ont été estimées par J. Duprat en appliquant la fonction transfert de Pflaumann et al. (1996)modifiée par E. Cortijo et J. Duprat aux assemblages de foraminifères planctoniques. Uk37-SST indique la variation de la température des eaux de surface (SST) dérivées de l’analyse des alcénones (substances excrétée par le phytoplancton).IRD/gindique les variationsde laconcentrationdu sédiment grossier provenant de la fonte des icebergs (Ice Rafted Debris, IRD). La forêt tempérée est représentée fondamentalement par le chêne caducifolié ; les plantes méditerranéennes par : chêne vert, olivier, pistachier, filaire et Cistus ; les plantes semi-désertiques par : Artemisia, Chenopodiaceae et Ephedra ; les arbres pionniers par : Cupressaceae, Betula et Hippophae. Le modèle d’âge des carottes MD95-2043 et MD99-2331 dérive respectivement des travaux de Cacho et al.(1999) et Sánchez Goñi et al. (en préparation). Les intervalles en gris indiquent l’événement d’Heinrich et les autres stadiaires de D-O.

3.2 - Durée et variabilité climatique des périodes interglaciaires Eém (~126 ka) et Vigo (~425 ka)

23Prévoir comment va se dérouler la fin de l’interglaciaire actuel et quand se manifestera la prochaine glaciation a stimulé l’étude de l’évolution climatique du dernier interglaciaire ou Eémien (~126.000 ans avant le présent) et de celle de l’interglaciaire Holsteinien (~425.000 ans avant le présent). Comme tout interglaciaire terrestre, l’Eémien et l’Holsteinien sont identifiés sur le continent par une succession forestière complète entre deux périodes dominées par une végétation ouverte de type steppe-toundra (Turner & West, 1968) et associés aux périodes de développement minimal des calottes polaires. L’interglaciaire Eémien, le plus proche de l’actuel, est associé au stade isotopique marin (MIS) 5 (Shackleton, 1969). L’Holsteinien est, malgré quelques controverses (Linke et al., 1985 ; Geyh et al., 2003), associé au MIS 11 (Tzedakis et al., 1997 ; de Beaulieu et al., 2001) et régit, comme le présent interglaciaire, par des changements d’insolation faibles. Le climat Holocène est resté relativement constant au cours des derniers 11.000 ans qui est la durée que certains auteurs ont attribué aux interglaciaires précédents. Toutefois, des études récentes (McManus et al., 1999 ; Shackleton et al., 2003 ; Tzedakis et al., 2004b) suggèrent des durées différentes pour les différents interglaciaires et même que la durée de l’interglaciaire Eémien dépend de la zone géographique intéressée, étant plus courte dans les zones au nord des Alpes et des Pyrénées (Turner, 2002).

24L’étude multiproxy de plusieurs carottes marines prélevées sur la marge ibérique, l’une face à Lisbonne (MD95-2042) et les autres face à la Galice (MD992331, MD01-2447, MD03-2697) permet de discuter de la fréquence, durée et amplitude des changements climatiques au cours des MIS 5 (Sánchez Goñi et al., 1999b, 2000a, 2005) et MIS 11 (Desprat et al., 2005b) dans la Péninsule Ibérique et, en particulier, durant les phases interglaciaires terrestres les plus forestières (chaudes), Eémien et Vigo (correspondant vraisemblablement à l’Holsteinien ibérique), détectées au début de ces interglaciaires isotopiques. La corrélation directe entre l’évolution des environnements continentaux et océaniques avec les variations du volume de glace a également permis de discuter du rôle possible des changements de végétation comme mécanisme de rétroaction positive pour déclencher l’entrée en glaciation en réponse à la diminution de l’insolation estivale dans les hautes latitudes de l’hémisphère nord dans deux périodes interglaciaires différentes du point de vue des paramètres orbitaux (MIS 5 et MIS 11).

25Au début des années 1990, la mise en évidence dans les carottes de glace du Groenland d’une possible variabilité climatique rapide et de forte amplitude au cours de l’Eémien a interpelé la communauté scientifique (Alley, 1995) et il s’est avéré la nécessité de l’étude de cette période sur d’autres latitudes de l’hémisphère Nord. La durée de cet interglaciaire a suscité également des nombreux débats (Kukla et al., 1997 ; Sánchez Goñi et al., 2000 ; Turner, 2002 ; Shackleton et al., 2003 ; Tzedakis, 2003). L’analyse pollinique de la carotte IMAGES MD95-2042, prélevée en face de Lisbonne, et sa comparaison avec d’autres indicateurs climatiques marins (dinokystes, sédiment grossiers et isotopes de l’oxygène des tests de foraminifères planctoniques et benthiques), a montré que la variabilité climatique de l’Eémien dans le sudouest de l’Europe a été, comme dans d’autres régions européennes (Cheddadi et al., 1998), de faible amplitude et semblable à celle qui caractérise l’Holocène (Sánchez Goñi et al., 1999b, 2000) (fig. 6). Contrairement à ce qui a été suggéré par les séquences de glace, nos données confirment les résultats d’autres chercheurs (Chappellaz et al., 1997 ; Landais et al., 2003) qui voient dans la variabilité climatique abrupte du Groenland un artefact crée par un problème de fluage de la glace dans les couches Eémiennes. La période Eémienne dans le sud ouest de la Péninsule Ibérique est caractérisée par le développement maximal de la forêt méditerranéenne (chêne vert, olivier, filaire, pistachier) dans la première phase de l’interglaciaire suivi d’une légère diminution de cette forêt et l’apparition de Carpinus betulus. La fin de l’Eémien dans cette région voit une faible reprise du chêne caducifolié. Suivant cet interglaciaire, quatre cycles froids/chauds, originalement identifiés dans le nord est de la France à La Grande Pile par Woillard (1978) : Mélisey I/Saint-Germain Ia, Montaigu/Saint-Germain Ic, Mélisey II/SaintGermain II et Stadiaire I/ Interstadiaire Ognon I, sont également détectés dans le sud-ouest de la Péninsule Ibérique et caractérisés dans cette région par l’alternance des paysages semi-désertiques, dominés par Artemisia, Ephedra et Chenopodiaceae, et forêts ouvertes méditerranéennes. L’interglaciaire Eémien et ces cycles climatiques constituent le complexe interglaciaire du MIS 5 (~128.000-74.000 ans BP).

26La corrélation directe des données climatiques terrestres et marines issues de la même carotte nous a permis de montrer que pendant le MIS 5, les variations des températures des eaux de surface des latitudes moyennes de l’Atlantique Nord étaient synchrones avec les changements climatiques du sud-ouest de la Péninsule Ibérique. En particulier, nous montrons que les refroidissements marins C24 et C23, qui seraient associés respectivement au GS (Greenland Stadial) 25 et GS24 selon la terminologie des séquences groenlandaises correspondent respectivement aux phases froides terrestres Mélisey I et Montaigu (Shackleton et al., 2002) (fig. 6). Cela a été confirmé par l’étude d’une autre carotte prélevée sur la marge nord-ouest Ibérique, MD99-2331 (Sánchez Goñi et al., 2005) (fig. 7). Dans ce cas, la végétation Eémienne est caractérisée, comme celle des zones plus au nord de l’Europe (de Beaulieu et al., 2001), par un développement de la chênaie caducifoliée qui est suivie par l’expansion de la charmaie et enfin la colonisation des conifères (Pinus et Abies). Les changements de végétation après l’Eémien dans cette région sont marqués par l’expansion d’une forêt tempérée atlantique au cours des phases chaudes de St Germain Ia, St Germain Ic et St Germain II entrecoupée par une végétation steppique dominée par Poaceae, Composés et Ericaceae au cours du Mélisey I, Montaigu, Mélisey II et stadiaire I contrastant avec la succession forêt/steppes méditerranéennes qui dominent le sud de la Péninsule pendant le MIS 5.

27Cette recherche a montré, pour la première fois, qu’un décalage existe entre le développement des calottes glaciaires et la réponse des écosystèmes continentaux de la Péninsule Ibérique au changement du volume de glace (Sánchez Goñi et al., 1999 ; Shackleton et al., 2002, 2003) (fig. 8). Ainsi nous constatons que : a) le début du MIS 5e englobe la succession Interstade de Zeifen-Stadiaire post-Zeifen (terminologie selon Woillard, 1978) suggérant un réchauffement en deux étapes sur le continent et dans l’océan au cours de la Terminaison II, b) le volume minimal de glace, le « plateau » du MIS 5e, est atteint vers 128 ka et inclut la phase froide postZeifen. Le début de la succession forestière européenne qui marque l’entrée dans l’Eémien est donc enregistré à 126 ka et, c) le développement majeur des calottes de glace dans l’hémisphère nord (transition MIS5e/MIS5d, 116-115 ka) est contemporain d’une forêt tempérée et humide dans le sud-ouest de l’Europe. Cette forêt a persisté jusqu’à 110 ka dans cette région.

28Ce résultat remet en question la corrélation entre la stratigraphie isotopique et continentale du MIS 5 avancée par Shackleton (1969) et complète les résultats préliminaires de Turon (1984b). L’Eémien Ibérique n’est pas entièrement l’équivalent du MIS 5e, comme l’Holocène n’est pas l’équivalent du MIS 1, mais il inclut, les valeurs isotopiques les plus légères du MIS 5e jusqu’aux valeurs les plus lourdes de la première partie du MIS 5d. De plus, cette carotte, datée par corrélation entre les paliers dans les variations du niveau marin détectés dans le signal isotopique des foraminifères benthiques avec ceux identifiés et datés par l’U/Th dans les terrasses coralliennes, a fourni une chronologie indépendante de la chronologie astronomique (Shackleton et al., 2003). Elle donne une durée pour l’Eémien de la Péninsule Ibérique de l’ordre de 16.000 ans. On rapprochera cette durée de celle de 11.000 ans estimée sur la base des comptages de varves de plusieurs séquences eémiennes allemandes situées au-dessus de 50oN (Turner, 2002). La croissance des calottes polaires scandinaves au MIS 5d (~115 ka) (Mangerud, 2004) agirait sur la forêt de ces régions septentrionales plus prématurément que dans le sud de l’Europe entraînant un biais dans la définition et donc la durée de l’époque eémienne (fig. 9). Ainsi, la forêt tempérée du sud-ouest de l’Europe répondrait avec un délai de 5.000 ans au début de l’accumulation substantielle des calottes polaires.

29Comme pour le MIS 5, la phase la plus chaude du MIS 11, que nous avons appelé interglaciaire Vigo, se situe au début de cet interglaciaire isotopique (Desprat et al., 2005). L’expansion maximale de la forêt caducifoliée se produit entre 425 ka et 405 ka et a duré donc 20.000 ans. Entre 415 ka et 405 ka l’optimum climatique est indiqué par le minimum de conifères et l’expansion maximale des taxons thermophiles, notamment du buis (non représenté dans la figure). Ensuite, cette forêt diminue et le charme est enregistré pour la première fois. La forêt de Conifères commence son expansion. L’interglaciaire de Vigo aurait duré ~30.000 ans, de 425 ka à 395 ka. Après l’interglaciaire de Vigo, la fin du MIS 11 se caractérise par trois cycles froids/chauds covariant dans l’océan et le continent. L’identification de ces trois cycles dans la marge ibérique confirme ce qui avait été déjà révélé sur le continent par la séquence de Praclaux et corrélé indirectement avec les changements des environnements marins (Reille & de Beaulieu, 1995 ; Reille et al., 2000). Un décalage entre accumulation substantielle de glace dans les hautes latitudes nord et réduction du couvert forestier dans la Péninsule Ibérique a été également détecté (Desprat et al., 2005). En effet, si la transition MIS 11.3/MIS 11.2 se produit vers 397 ka, la forêt mixte de caducifoliés et conifères persiste encore 3.000 ans dans cette région (fig. 10).

30A l’intérieur de ces deux interglaciaires isotopiques, MIS 5e et MIS 11.3, on observe aussi qu’un refroidissement léger est ressenti sur la surface océanique, par la diminution des pourcentages des foraminifères tropicaux et sub-tropicaux, et sur le continent, par le remplacement graduel de la forêt caducifoliée par celle de Conifères, vers respectivement 121 ka et 405 ka quand le volume de glace est encore minimal. Cette observation éclaire d’un jour nouveau les mécanismes impliqués dans l’entrée en glaciation.

Fig. 6 : De gauche à droite : a) la courbe isotopique de NorthGRIP (NorthGRIP members, 2004). b) enregistrement multiproxy de l’intervalle correspondant au MIS 5 (~132 ka-74 ka) de la carotteMD95-2042 (marge sud-ouest ibérique). b) courbe des isotopes des foraminifères benthiques indiquant la stratigraphie isotopique marine du MIS5 et donc la variation du volume de glace, courbe des isotopes des foraminifères planctoniques reflétant les variations des conditions de surface, notamment température et salinité (Shackleton et al., 2000 and 2002), variation de la température des eaux de surface (SST) dérivées de l’analyse des alcénones (substances excrétée par le phytoplancton), courbe des pourcentages du foraminifère polaire Neogloboquadrina pachyderma (s), courbes des kystes de dinoflagellés (organismes phytoplanctoniques) froids et chauds (Eynaud et al., 2000), stratigraphie continentale, courbes polliniques des principaux groupes écologiques : Forêt tempérée et humide inclut Abies, Betula, Corylus, Quercus caducifolié, Carpinus betulus, Fraxinus excelsior‑type, Acer, Ulmus, Alnus, Hedera et Salix. Arbres et arbustes méditerranéens incluent Quercus sempervirens, Olea, Phillyrea, Pistacia et Cistus. Plantes semi-désertiques incluent Artemisia, Chenopodiaceae, Ephedra dystachia et E. fragilis-types. Le modèle d’âge de la séquence de NorthGRIP est basé sur la chronologie GRIP ss09sea ou GRIP 2001 (Johnsen et al., 2001). Le modèle d’âge (âge calendaire) de l’intervalle MIS5 de la carotte MD95-2042 dérive des travaux de Shackleton et al. (2003). GIS25 à GIS19 et GS26 à GS22 indiquent respectivement les interstades et stades de Dansgaard-Oeschger (D-O) de la dernière période interglaciaire. C26 à C19 font référence aux événements marins froids identifié par Chapman & Shackleton (1999) dans l’Atlantique Nord ; Les intervalles en gris indiquent les stadiaires de D-O.

Fig. 6 : De gauche à droite : a) la courbe isotopique de NorthGRIP (NorthGRIP members, 2004). b) enregistrement multiproxy de l’intervalle correspondant au MIS 5 (~132 ka-74 ka) de la carotteMD95-2042 (marge sud-ouest ibérique). b) courbe des isotopes des foraminifères benthiques indiquant la stratigraphie isotopique marine du MIS5 et donc la variation du volume de glace, courbe des isotopes des foraminifères planctoniques reflétant les variations des conditions de surface, notamment température et salinité (Shackleton et al., 2000 and 2002), variation de la température des eaux de surface (SST) dérivées de l’analyse des alcénones (substances excrétée par le phytoplancton), courbe des pourcentages du foraminifère polaire Neogloboquadrina pachyderma (s), courbes des kystes de dinoflagellés (organismes phytoplanctoniques) froids et chauds (Eynaud et al., 2000), stratigraphie continentale, courbes polliniques des principaux groupes écologiques : Forêt tempérée et humide inclut Abies, Betula, Corylus, Quercus caducifolié, Carpinus betulus, Fraxinus excelsior‑type, Acer, Ulmus, Alnus, Hedera et Salix. Arbres et arbustes méditerranéens incluent Quercus sempervirens, Olea, Phillyrea, Pistacia et Cistus. Plantes semi-désertiques incluent Artemisia, Chenopodiaceae, Ephedra dystachia et E. fragilis-types. Le modèle d’âge de la séquence de NorthGRIP est basé sur la chronologie GRIP ss09sea ou GRIP 2001 (Johnsen et al., 2001). Le modèle d’âge (âge calendaire) de l’intervalle MIS5 de la carotte MD95-2042 dérive des travaux de Shackleton et al. (2003). GIS25 à GIS19 et GS26 à GS22 indiquent respectivement les interstades et stades de Dansgaard-Oeschger (D-O) de la dernière période interglaciaire. C26 à C19 font référence aux événements marins froids identifié par Chapman & Shackleton (1999) dans l’Atlantique Nord ; Les intervalles en gris indiquent les stadiaires de D-O.

Fig. 7 : Enregistrement multiproxy de l’intervalle correspondant au MIS 5 de la carotte MD99-2331 (marge nord-ouest ibérique). Le modèle d’âge de cette carotte est basé sur Sánchez Goñi et al., (2005). Les courbes de la déviation standard supérieure et inférieure de la précipitation annuelle et de la température moyenne du mois le plus froid sont présentées dans Sánchez Goñi et al., (2005). Voir la légende de la figure 6 pour d’autres détails.

Fig. 7 : Enregistrement multiproxy de l’intervalle correspondant au MIS 5 de la carotte MD99-2331 (marge nord-ouest ibérique). Le modèle d’âge de cette carotte est basé sur Sánchez Goñi et al., (2005). Les courbes de la déviation standard supérieure et inférieure de la précipitation annuelle et de la température moyenne du mois le plus froid sont présentées dans Sánchez Goñi et al., (2005). Voir la légende de la figure 6 pour d’autres détails.

Fig.8 : Courbe isotopique des foraminifères benthiques et courbes polliniques des principaux groupes de végétation de la carotte MD95‑2042 indiquant respectivement l’évolution des calottes polaires et les changements des communautés végétales du sud‑ouest de la Péninsule Ibérique au cours de la dernière période interglaciaire « sensu stricto » (MIS 5e).

Fig.8 : Courbe isotopique des foraminifères benthiques et courbes polliniques des principaux groupes de végétation de la carotte MD95‑2042 indiquant respectivement l’évolution des calottes polaires et les changements des communautés végétales du sud‑ouest de la Péninsule Ibérique au cours de la dernière période interglaciaire « sensu stricto » (MIS 5e).

Fig. 9 : Comparaison de la succession de végétation du nord-ouest de la Péninsule Ibérique avec celle du nord de l’Allemagne au cours de la première partie du MIS 5. Diagramme pollinique de Gröbern d’après Kühl et Litt (2003).

Fig. 9 : Comparaison de la succession de végétation du nord-ouest de la Péninsule Ibérique avec celle du nord de l’Allemagne au cours de la première partie du MIS 5. Diagramme pollinique de Gröbern d’après Kühl et Litt (2003).

Fig.10 : Analyse multiproxy de l’intervalle correspondant à la première partie du MIS 11(~425ka-389ka) de la carotte MD01‑2447, prélevée sur le nord‑ouest de la marge ibérique. De gauche à droite : a) courbes polliniques de Pinus, Abies et des principaux groupes écologiques : Forêt tempérée incluant notamment Betula, Corylus, Quercus caducifolié, Carpinus betulus, Fraxinus excelsior-type, Acer, Ulmus, Alnus, Hedera et Salix ; Arbres et arbustes méditerranéens incluent Quercus sempervirens, Olea, Phillyrea, Pistacia et Cistus ; Plantes semi-désertiques incluent Artemisia, Chenopodiaceae et Ephedra distachia et E. fragilis-types ; Plantes steppiques incluant notamment Graminées, b) Courbe des pourcentages de foraminifères tropicaux et subtropicaux indiquant la variation de SST, c) courbe isotopique des foraminifères benthiques reflétant les fluctuations du volume de glace, d) courbe de l’insolation estivale dans les hautes latitudes de l’hémisphère nord.

Fig.10 : Analyse multiproxy de l’intervalle correspondant à la première partie du MIS 11(~425ka-389ka) de la carotte MD01‑2447, prélevée sur le nord‑ouest de la marge ibérique. De gauche à droite : a) courbes polliniques de Pinus, Abies et des principaux groupes écologiques : Forêt tempérée incluant notamment Betula, Corylus, Quercus caducifolié, Carpinus betulus, Fraxinus excelsior-type, Acer, Ulmus, Alnus, Hedera et Salix ; Arbres et arbustes méditerranéens incluent Quercus sempervirens, Olea, Phillyrea, Pistacia et Cistus ; Plantes semi-désertiques incluent Artemisia, Chenopodiaceae et Ephedra distachia et E. fragilis-types ; Plantes steppiques incluant notamment Graminées, b) Courbe des pourcentages de foraminifères tropicaux et subtropicaux indiquant la variation de SST, c) courbe isotopique des foraminifères benthiques reflétant les fluctuations du volume de glace, d) courbe de l’insolation estivale dans les hautes latitudes de l’hémisphère nord.

4 - Impact des changements de végétation sur l’entrée en glaciation

31Il est bien connu que la faible diminution de l’insolation d’été dans les hautes latitudes nord prédite par la théorie de Milankovitch ne peut pas expliquer à elle seule l’entrée en glaciation. Certains auteurs proposent que la diminution des gaz à effet de serre et, en particulier du gaz carbonique et du méthane, agisse comme un mécanisme de rétroaction positive pour l’accumulation de la glace (Ruddiman, 2005). D’autres auteurs suggèrent que des changements dans l’apport de vapeur d’eau dans la région boréale nord américaine auraient un effet amplificateur pour l’entrée en glaciation (Haug et al., 2005). D’autres auteurs basés sur des expériences de simulation, font appel au changement de la circulation thermohaline (Khodri et al., 2001) qui en augmentant le gradient de précipitations entre les basses et les hautes latitudes auraient produit un accroissement de précipitations neigeuses favorisant l’entrée en glaciation. Enfin, d’autres études montrent le rôle majeur de la végétation, via l’augmentation de l’albédo suite au remplacement de la taïga par la toundra, dans l’accumulation de la glace dans les hautes latitudes de l’hémisphère nord (de Noblet et al., 1996).

32La dernière transition interglaciaire/glaciaire (122 ka-110 ka) a fait l’objet d’un grand nombre d’études de simulation numérique avec des modèles de différente complexité (Yoshimori et al., 2002 ; Vettoretti & Peltier, 2003 ; Kageyama et al., 2004). Ces études ont mis en évidence le rôle des processus terrestres et, en particulier, les changements de végétation, pour expliquer la dernière entrée en glaciation vers 122120 ka. Le modèle terrestre de complexité intermédiaire (EMIC) MoBidiC simule entre 122 ka et 120 ka une migration vers le sud de la limite de la forêt de 14o, entre 72o et 58oN, et une diminution des températures d’été de 2 à 3 oC dans les moyennes latitudes (30-50oN) de l’Eurasie (Crucifix & Loutre, 2002). La diminution de l’insolation estivale a un effet direct sur la végétation en réduisant la période de croissance des plantes au détriment des arbres de la taïga. Le remplacement de la taïga par la toundra jusqu’à 58oN agirait donc comme un mécanisme de rétroaction positive pour l’accumulation de la glace car l’expansion de la toundra enneigée augmente l’albédo et la neige déposée en hiver ne fond pas en été. D’après ce modèle, le changement de végétation jouerait un rôle déterminant pour l’entrée en glaciation. Les données paléoenvironnementales sont‑elles compatibles avec ce scénario ?

33La corrélation directe entre l’enregistrement pollinique et les proxies marins de la carotte marine MD952042 (37oN, 10oW) montre, entre 126 et 122 ka, un développement de la forêt méditerranéenne synchrone avec le minimum de volume de glace. Vers 121 ka, cette forêt se réduit et le charme, arbre centro‑européen qui supporte des hivers plus froids, est détecté pour la première fois. Ce léger refroidissement sur le continent est associé à la diminution dans les températures des eaux de surface océaniques. Ce refroidissement précède l’accumulation substantielle de glace dans les hautes latitudes septentrionales daté vers 115 ka. La carotte marine prélevée en face de la Galice (MD99-2331, 42oN, 9oW) indique également un refroidissement hivernal vers 121 ka d’après l’expansion du charme dans le nord ouest de la Péninsule Ibérique associé à la diminution des températures des eaux de surface (Sánchez Goñi et al., 2005).

34Ce développement du charme, observé dans toutes les séquences polliniques de l’Europe occidentale en dessous de 50oN au milieu de l’Eémien (Zagwijn, 1996 ; Cheddadi et al., 1998 ; Klotz et al., 2003 ; Müller et al., 2003) suggère un refroidissement global dans cette région vers 121 ka. Dans le nord de l’Allemagne, la séquence de Gröbern (52oN, 12oE) montre qu’à la même époque ce refroidissement est, par contre, marqué par l’expansion de la forêt de Conifères au détriment de la forêt caducifoliée (Kühl & Litt, 2003). Autour de 120 ka ces données suggèrent donc le déplacement vers le sud de la limite de la forêt décidue au-dessous de 52oN, limite correspondant à la localisation du site de Gröbern. Ces quatre enregistrements climatiques indiquent que la distribution des ceintures de végétation dans la première partie de l’Eémien était semblable à celle d’aujourd’hui (fig. 1). Vers 121 ka, ces séquences suggèrent une migration de la taïga d’à peu près 10o vers le sud qui impliquerait une expansion de la toundra vers le sud. Le déplacement vers le sud de la ligne de forêt simulé par MoBidiC entre 122 et 120 ka et considérée comme un processus majeur pour initier la dernière glaciation est compatible avec les données (Sánchez Goñi et al., 2005). L’analyse de la carotte MD04-2845 prélevée en face de Bordeaux, permettant de suivre à cette latitude le déplacement dans le temps des ceintures de végétation par rapport à l’évolution du volume de glace, pourra renforcer cette hypothèse.

35Donc, si l’Holocène, qui a commencé il y a 11000 ans était analogue à l’Eémien, nous devrions observer actuellement l’expansion vers le sud de la taïga entre les latitudes 50oN et 60oN, annonçant la fin de l’interglaciaire. Or, des travaux récents montrent, au contraire, un déplacement vers le nord de nombreuses espèces animales et végétales tempérées (Parmesan & Yohe, 2003). Deux hypothèses ici : soit cette remontée des systèmes biologiques naturelles est due au réchauffement global soit elle pourrait dépendre de la différente configuration astronomique de l’Holocène par rapport à l’Eémien.

36Les travaux de Berger et Loutre (2002) montrent en effet que d’un point de vue de l’insolation ces deux interglaciaires diffèrent significativement. La question reste donc ouverte. Mais ces travaux montrent également que c’est sur le stade isotopique 11 qu’il faut concentrer nos efforts car cet interglaciaire est caractérisé par une configuration orbitale produisant de faibles changements d’insolation semblable à celle de notre interglaciaire actuel. Toutefois, même si les successions majeures de végétation sont identiques entre les différents interglaciaires des derniers 425.000 ans, Cheddadi et al. (2005) montrent une faible similarité dans la dynamique de la végétation entre l’Holocène et l’interglaciaire de Praclaux/Vigo/Holsteinien (MIS 11.3).

37Le modèle climatique LLN (Louvain-la-Neuve)-2D, forcé par les variations d’insolation et de concentration de CO2, simule un interglaciaire MIS 11.3 d’une durée de 50.000 ans, beaucoup plus long que le dernier interglaciaire (Berger & Loutre, 2002 ; Loutre & Berger, 2003). Toutefois, ce modèle n’est pas couplé à un modèle de végétation dynamique mais inclut une représentation implicite de la végétation par une paramétrisation des rétroactions liées à la présence de toundra. En considérant que la végétation dans LLN2D n’est pas représentée de façon explicite, l’effet de celle-ci sur l’accumulation de glace via l’albédo peut être sous-évalué dans ce modèle.

38Dans ce contexte, l’analyse multiproxy d’une autre carotte marine prélevée dans la marge galicienne, MD01-2447, permet d’identifier une première période caractérisée par une forêt caducifoliée bien développée qui aurait duré 20.000 ans, de 425 à 405 ka (Desprat et al., 2005). Par la suite, la forêt tempérée se réduit, le charme est enregistré pour la première fois et la forêt de Conifères commence à se développer. Au même moment, les pourcentages de foraminifères tropicaux diminuent (fig. 10). Cela indique un léger refroidissement dans le nord-ouest de la Péninsule Ibérique et dans les SST des moyennes latitudes de l’Atlantique nord oriental précédant l’accumulation de la glace dans les hautes latitudes septentrionales datée dans cette séquence vers 397 ka. Par analogie avec l’Eémien, cela refléterait la migration vers le sud des ceintures de végétation et donc l’expansion de la toundra. L’augmentation de l’albédo résultante aurait permis l’accumulation de la glace aux alentours de 405 ka et par conséquent 30.000 ans avant la simulation du modèle LLN-2D. En accord avec ces données, les résultats préliminaires de MoBidiC, qui inclut un modèle couplé de dynamique de végétation, simule la formation de glace vers 400 ka en rapport avec une réduction de la fraction de forêt dans les hautes latitudes nord et l’augmentation de la glace de mer dans l’Arctique. Cela confirme, comme pour la dernière entrée en glaciation, le rôle majeur des changements de végétation dans l’accumulation de glace en général et, en particulier quand les changements d’insolation sont faibles comme dans le cas du MIS 11 ou de notre interglaciaire actuel (Desprat et al., 2005). Ce début d’accumulation de glace s’est produit 20.000 ans après le début du MIS 11. Ces résultats indiqueraient que sans l’influence humaine nous devrions attendre un refroidissement substantiel d’ici 9.000 ans.

5 - Une variabilité climatique millénaire dans la péninsule ibérique à l’Holocène ? l’apport des flux polliniques

39Les études récentes sur des carottes marines de l’Atlantique Nord ont révélé que l’Holocène a été caractérisé par une variabilité climatique millénaire (Bond et al., 1997 ; Chapman & Shackleton, 2000 ; Giraudeau et al., 2000). Cette variabilité a été de faible amplitude, aux alentours de 2oC dans la température des eaux de surface, et semble avoir aussi affecté les environnements continentaux, comme montré par les fluctuations des niveaux lacustres en Europe (Magny et al., 2003). Cette découverte motive actuellement une série de travaux visant à identifier un mécanisme forçant commun aux périodes glaciaires et interglaciaires, et donc indépendant de la dynamique des calottes polaires. Des changements dans la circulation océanique et dans la quantité d’énergie émise par le soleil pourraient être à l’origine de cette variabilité (Magny, 1993 ; Van Geel et al., 1996 ; Stuiver et al., 1997 ; Chapman & Shackleton, 2000 ; Bond et al., 2001). L’identification de la fréquence de ces changements climatiques rapides récents et des relations de phases de ces accidents entre les différents réservoirs est conditionnée toutefois par l’établissement d’une chronologie précise.

40Les données sur le climat du dernier millénaire montrent une période relativement froide entre le XVIéme et le XIXéme siècle, le Petit Âge Glaciaire, par rapport à la période précédente, la Période Chaude Médiévale, centrée autour du XIéme siècle (Le Roy-Ladurie, 1983). Leur impact global et leur chronologie sont encore un sujet de débat. Par exemple, concernant l’Europe et, en particulier, la Péninsule Ibérique nous connaissons peu l’impact de ces événements dans cette région. L’analyse du mercure dans la séquence tourbeuse de Penido Vello (nord‑ouest de la Péninsule Ibérique) a permis d’identifier plusieurs changements climatiques au cours des derniers 4.000 ans (Martinez-Cortizas et al., 1999). Toutefois, ces auteurs ne discutent ni leur chronologie ni la fréquence de cette variabilité climatique. Valero Garcés et al. (2000) ont détecté dans les enregistrements de Salada Mediana y Salada Chiprana (vallée de l’Ebre, nord-est de l’Espagne) une augmentation du niveau lacustre postérieur aux XIVème et XVème siècles contemporain de la fin de la Période Chaude Médiévale. Récemment, l’analyse à haute résolution de la partie supérieure de la séquence du lac de Sanabria révèle un épisode sédimentaire qui a été mis en rapport avec le Petit Âge Glaciaire (Luque & Julià, 2002). Les archives historiques, à leur tour, nous renseignent uniquement sur l’impact du Minimum de Maunder. Cette période serait marquée dans la Péninsule Ibérique par une augmentation des précipitations (Barriendos, 1997) et dans le sud-ouest de cette région par une plus forte fréquence de mois froids en hiver, certains avec des chutes de neige (Alcaforado et al., 2000).

41La révision des diagrammes polliniques ibériques montre que la plupart d’entre eux n’a pas la résolution temporelle suffisante pour détecter de changements climatiques d’ordre millénaire. Les fluctuations de la végétation enregistrées par les diagrammes de haute résolution (20-300 ans entre échantillons) sont attribuées de façon ambiguë à l’activité humaine et/ou aux variations climatiques dû au manque de critères pour différencier ces deux facteurs (Birks, 1986 ; Magri, 1995). D’autres auteurs considèrent que l’impact anthropique est le seul facteur responsable des changements de végétation observables à la fin de l’Holocène. Cependant, d’autres auteurs sont d’accord sur le fait que dans le nord de l’Espagne l’activité anthropique devient seulement importante au cours de la Période Romaine atteignant les zones de montagne à partir de 1000 cal AD (Allen et al., 1996 ; Sánchez Goñi & Hannon, 1999a).

42Au début de l’Holocène, quand l’action anthropique était moins importante, les fluctuations climatiques d’ordre millénaire détectées dans les séquences marines de l’Atlantique Nord ne sont pas enregistrées, hormis l’événement 8.2 (Tinner & Lotter, 2001 ; Veski et al., 2004), par les diagrammes de pourcentage polliniques européens. Ceci peut être expliqué par le fait que de tels changements faibles n’affectent que légèrement la composition de la végétation du sud-ouest de l’Europe. Cependant, l’utilisation traditionnelle des diagrammes de pourcentages polliniques est-elle l’approche appropriée pour détecter les changements climatiques rapides (inférieurs à 100 ans) et de faible amplitude comme ceux qui ponctuent la période holocène ? En effet, la variation dans les pourcentages polliniques indique des changements importants dans le couvert végétal et donc des forts changements climatiques tandis que celle des flux polliniques (grains de pollen. cm-2. yr-1) reflète les changements dans la production pollinique, cette dernière dépendante des faibles variations de température (Silva et al., 1999 ; Godini, 1981 ; Latorre, 1999 ; Van der Knaap et al., 2001 ; Rasmussen, 2002).

43L’analyse pollinique à haute résolution de la séquence bien datée Vir-18 (Ria de Vigo, nord ouest de la Péninsule Ibérique) montre des variations dans les flux polliniques des derniers 3000 ans dans cette région (Desprat et al., 2003). En effet, des travaux indiquent (Hicks & Hyvärinen, 1999) que les valeurs de flux polliniques dans les sédiments sont étroitement comparables à celles détectées dans les pièges polliniques représentant le contenu en pollen de l’atmosphère. Dans ce contexte, la comparaison entre les archives historiques et les fluctuations du flux pollinique montre que les changements principaux des activités socioéconomiques en Galice n’étaient pas synchrones avec ces fluctuations. Par conséquent, ces variations du flux identifient des changements climatiques rapides et de faible d’amplitude sur cette région au cours des derniers 3000 ans. De plus, ces changements ont une cyclicité climatique millénaire de l’ordre de 1190 ans. Nous estimons que la durée de ces changements était de 30 à 70 ans et leur amplitude de l’ordre d’1oC. Notre étude met en évidence une alternance de trois périodes relativement froides avec trois épisodes relativement chauds. Elle montre l’existence de la première phase froide de la période de Subatlantique (975/250 ans BC) suivie de la période chaude romaine (250 ans BC/450 ans AD). Une période froide (450/950 ans AD), le Dark Age, est suivie par la période chaude médiévale (950/1400 ans AD). Le petit âge glaciaire (LIA, 1400/1850 ans AD) y compris le minimum de Maunder (~ 1700 ans AD) a été interrompu par le réchauffement récent (1850 ans AD au présent). Les limites chronologiques de ces périodes dans le nord ouest de la Péninsule Ibérique coïncident avec celles établies dans d’autres zones de l’Atlantique Nord.

44Ce travail montre le potentiel des études des flux polliniques pour identifier des changements climatiques faibles et rapides. Toutefois, de futures études sur la calibration du signal des flux polliniques actuels et son application à d’autres séquences polliniques sont nécessaires pour améliorer cette nouvelle approche.

Fig. 11 : Diagramme des flux polliniques de la séquence estuarienne Vir-18 prélevée dans la Ría de Vigo (nord‑ouest de la Péninsule Ibérique) d’après Desprat et al. (2003).

Fig. 11 : Diagramme des flux polliniques de la séquence estuarienne Vir-18 prélevée dans la Ría de Vigo (nord‑ouest de la Péninsule Ibérique) d’après Desprat et al. (2003).
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Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Localisation des séquences polliniques marines et terrestres mentionnées dans le texte. 1. MD95-2043, 2. ODP site 976, 3. MD95-2042& SU81-18, 4. MD95-2039, 5. MD99-2331&MD01-2447, 6. Ribains, 7. La Grande Pile, 8. Gröbern, 9. Lago di Monticchio, 10. Ioaninna, 11. Kopais, 12. Tenaghi Philippon.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/585/img-1.jpg
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Titre Fig.2 : MUN3, Es09, GAT1, GAT7 : spectres polliniques actuels issus des échantillons continentaux de surface (mousses et partie supérieure des séquences lacustres et tourbeuses). Ría de Vigo et Barreiro : spectres polliniques provenant de la partie supérieure des séquences estuariennes couvrant le dernier siècle. MD95-2042 et MD01-2447 : spectres polliniques provenant de la partie supérieure des séquences marines couvrant le dernier siècle.
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Titre Fig. 3 : Analyse multiproxy de la carotte MD95-2042 prélevée sur le sud-ouest de la marge ibérique. De gauche à droite : a) variation de l’insolation d’été dans les hautes latitudes de l’hémisphère nord ; b) courbe des isotopes des foraminifères benthiques indiquant la stratigraphie isotopique marine (MIS5 à MIS1) et donc la variation du volume de glace, c) courbe des isotopes des foraminifères planctoniques reflétant les variations des conditions de surface, notamment température et salinité (Shackleton et al., 2000 and 2002), d) variation de la température des eauxde surface (SST) dérivées de l’analysedes alcénones (Pailler& Bard, 2002).Les alcénones sont des chaînes longues (C37-C39) d’éthyland méthyl cétones excrétées par le phytoplancton,e) courbe de la concentrationdu sédiment grossier provenantde la fonte des icebergs (Ice Rafted Debris, IRD). La ligne fine indique une exagération x10, f) courbe des pourcentages du foraminifère polaire Neogloboquadrina pachyderma (s), g) variations dans les pourcentages de la forêt tempérée incluant les arbres et arbustes méditerranéens (olivier, chêne vert, phillaire, pistachier et Cistus). h) courbe isotopique de la glace de NorthGRIP (NorthGRIP members, 2004).Le modèle d’âge (âge calendaire) de la carotte MD95-2042 dérive des travaux de Bard et al. (2004) et Shackleton et al. (2002 ; 2004). La chronologie de NGRIP est basée sur GRIP ss09sea ou GRIP 2001 (Johnsen et al., 2001). He6 à He1 font référence aux événements d’Heinrich de la dernière période glaciaire (70ka-15ka) ; GIS25 à GIS1 indiquent les oscillations (interstades) de Dansgaard‑Oeschger (D-O) du dernier cycle climatique. Les intervalles en gris indiquent les événements d’Heinrich et autres stadiaires de D-O. N.B. : Pour les derniers 25.000ans, les données d’IRD, N.pachyderma(s) et pollen sont issues de l’analyse de la carotte jumelle SU81-18 (Lézineet Denèfle, 1997 ; Turon et al., 2003).
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Titre Fig. 4 : Réponse de la végétation du sud‑ouest de la Péninsule Ibérique à la variabilité climatique abrupte des derniers 50.000 ans. De gauche à droite : a) courbe isotopique de la glace de GISP2 (Johnsen et al., 2001),b) Courbes des pourcentages polliniques des principaux groupes écologiques : forêt tempérée, notamment Quercus caducifolié, incluant les arbres et arbustes méditerranéens, Ericaceae (bruyères), végétation semi-désertique (Artemisia, Chenopodiaceae, Ephedra dystachia and E. fragilis-types), c) courbe de la concentration du sédiment grossier provenant de la fonte des icebergs (Ice Rafted Debris, IRD), d) courbe des pourcentages du foraminifère polaire Neogloboquadrina pachyderma (s), e) courbe des variations dans les précipitations annuelles, f) courbe des variations de la température moyenne du mois le plus froid (voir Sánchez‑Goñi et al. 2002pourles courbes de la déviationstandardsupérieure et inférieure). HE1-HE5 font référence aux événements d’Heinrichdes derniers 50.000 ans. LGM : Dernier maximum glaciaire, B-A : interstade de Bölling-Alleröd, YD : Dryas récent. Les intervalles en gris indiquent les stadiaires de Dansgaard-Oeschger. GIS : Greenland Interstadial. N.B. : Pour les derniers 25 000 ans, les données d’IRD, N. pachyderma(s) et pollen sont issues de l’analyse de la carotte jumelle SU 81-18 (Lézine & Denèfle, 1997 ; Turon et al. 2003).
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Titre Fig.5 : Comparaison de la variation des températures sur le Groenland (Johnsen et al.2001) avec les températures des eaux de surface (SST) et la succession de végétation du sud-est (carotte MD95‑2043) et du nord-ouest de la Péninsule Ibérique (carotte MD99-2331) dans l’intervalle 41 ka34 ka qui inclut l’événement de Heinrich 4 (He4) et l’interstade 8 (GIS8, Greenland Interstadial 8). Les pourcentages maximaux du foraminifère polaire Neogloboquadrina pachyderma (s) indiquent en Méditerranée occidentale les événements d’Heinrich. Les valeurs de SST de février et août ont été estimées par J. Duprat en appliquant la fonction transfert de Pflaumann et al. (1996)modifiée par E. Cortijo et J. Duprat aux assemblages de foraminifères planctoniques. Uk37-SST indique la variation de la température des eaux de surface (SST) dérivées de l’analyse des alcénones (substances excrétée par le phytoplancton).IRD/gindique les variationsde laconcentrationdu sédiment grossier provenant de la fonte des icebergs (Ice Rafted Debris, IRD). La forêt tempérée est représentée fondamentalement par le chêne caducifolié ; les plantes méditerranéennes par : chêne vert, olivier, pistachier, filaire et Cistus ; les plantes semi-désertiques par : Artemisia, Chenopodiaceae et Ephedra ; les arbres pionniers par : Cupressaceae, Betula et Hippophae. Le modèle d’âge des carottes MD95-2043 et MD99-2331 dérive respectivement des travaux de Cacho et al.(1999) et Sánchez Goñi et al. (en préparation). Les intervalles en gris indiquent l’événement d’Heinrich et les autres stadiaires de D-O.
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Titre Fig. 6 : De gauche à droite : a) la courbe isotopique de NorthGRIP (NorthGRIP members, 2004). b) enregistrement multiproxy de l’intervalle correspondant au MIS 5 (~132 ka-74 ka) de la carotteMD95-2042 (marge sud-ouest ibérique). b) courbe des isotopes des foraminifères benthiques indiquant la stratigraphie isotopique marine du MIS5 et donc la variation du volume de glace, courbe des isotopes des foraminifères planctoniques reflétant les variations des conditions de surface, notamment température et salinité (Shackleton et al., 2000 and 2002), variation de la température des eaux de surface (SST) dérivées de l’analyse des alcénones (substances excrétée par le phytoplancton), courbe des pourcentages du foraminifère polaire Neogloboquadrina pachyderma (s), courbes des kystes de dinoflagellés (organismes phytoplanctoniques) froids et chauds (Eynaud et al., 2000), stratigraphie continentale, courbes polliniques des principaux groupes écologiques : Forêt tempérée et humide inclut Abies, Betula, Corylus, Quercus caducifolié, Carpinus betulus, Fraxinus excelsior‑type, Acer, Ulmus, Alnus, Hedera et Salix. Arbres et arbustes méditerranéens incluent Quercus sempervirens, Olea, Phillyrea, Pistacia et Cistus. Plantes semi-désertiques incluent Artemisia, Chenopodiaceae, Ephedra dystachia et E. fragilis-types. Le modèle d’âge de la séquence de NorthGRIP est basé sur la chronologie GRIP ss09sea ou GRIP 2001 (Johnsen et al., 2001). Le modèle d’âge (âge calendaire) de l’intervalle MIS5 de la carotte MD95-2042 dérive des travaux de Shackleton et al. (2003). GIS25 à GIS19 et GS26 à GS22 indiquent respectivement les interstades et stades de Dansgaard-Oeschger (D-O) de la dernière période interglaciaire. C26 à C19 font référence aux événements marins froids identifié par Chapman & Shackleton (1999) dans l’Atlantique Nord ; Les intervalles en gris indiquent les stadiaires de D-O.
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Titre Fig. 7 : Enregistrement multiproxy de l’intervalle correspondant au MIS 5 de la carotte MD99-2331 (marge nord-ouest ibérique). Le modèle d’âge de cette carotte est basé sur Sánchez Goñi et al., (2005). Les courbes de la déviation standard supérieure et inférieure de la précipitation annuelle et de la température moyenne du mois le plus froid sont présentées dans Sánchez Goñi et al., (2005). Voir la légende de la figure 6 pour d’autres détails.
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Titre Fig.8 : Courbe isotopique des foraminifères benthiques et courbes polliniques des principaux groupes de végétation de la carotte MD95‑2042 indiquant respectivement l’évolution des calottes polaires et les changements des communautés végétales du sud‑ouest de la Péninsule Ibérique au cours de la dernière période interglaciaire « sensu stricto » (MIS 5e).
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Titre Fig. 9 : Comparaison de la succession de végétation du nord-ouest de la Péninsule Ibérique avec celle du nord de l’Allemagne au cours de la première partie du MIS 5. Diagramme pollinique de Gröbern d’après Kühl et Litt (2003).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/585/img-9.jpg
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Titre Fig.10 : Analyse multiproxy de l’intervalle correspondant à la première partie du MIS 11(~425ka-389ka) de la carotte MD01‑2447, prélevée sur le nord‑ouest de la marge ibérique. De gauche à droite : a) courbes polliniques de Pinus, Abies et des principaux groupes écologiques : Forêt tempérée incluant notamment Betula, Corylus, Quercus caducifolié, Carpinus betulus, Fraxinus excelsior-type, Acer, Ulmus, Alnus, Hedera et Salix ; Arbres et arbustes méditerranéens incluent Quercus sempervirens, Olea, Phillyrea, Pistacia et Cistus ; Plantes semi-désertiques incluent Artemisia, Chenopodiaceae et Ephedra distachia et E. fragilis-types ; Plantes steppiques incluant notamment Graminées, b) Courbe des pourcentages de foraminifères tropicaux et subtropicaux indiquant la variation de SST, c) courbe isotopique des foraminifères benthiques reflétant les fluctuations du volume de glace, d) courbe de l’insolation estivale dans les hautes latitudes de l’hémisphère nord.
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Titre Fig. 11 : Diagramme des flux polliniques de la séquence estuarienne Vir-18 prélevée dans la Ría de Vigo (nord‑ouest de la Péninsule Ibérique) d’après Desprat et al. (2003).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/585/img-11.jpg
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Pour citer cet article

Référence papier

María Fernanda Sánchez‑Goňi +, « Interactions végétation‑climat au cours des derniers 425.000 ans en Europe occidentale. Le message du pollen des archives marines »Quaternaire, vol. 17/1 | 2006, 3-25.

Référence électronique

María Fernanda Sánchez‑Goňi +, « Interactions végétation‑climat au cours des derniers 425.000 ans en Europe occidentale. Le message du pollen des archives marines »Quaternaire [En ligne], vol. 17/1 | 2006, mis en ligne le 01 juin 2008, consulté le 19 mars 2024. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/585 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.585

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Auteur

María Fernanda Sánchez‑Goňi +

Ecole Pratique des Hautes Etudes, DGO, UMR-CNRS 5805 EPOC, Université Bordeaux, 1, Avenue des Facultés, 33405 Talence. E‑mail : mf.sanchezgoni@epoc.u‑bordeaux1.fr

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