Événement de Heinrich

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Chronologie approximative des événements de Heinrich par rapport aux événements de Dansgaard-Oeschger et aux maxima isotopiques d'Antarctique. Ligne violet clair: δ18O de la carotte de glace de NGRIP (Groenland), pourmille[1] . Pointillés oranges: température reconstituée pour le site de forage de NGRIP[2] . Ligne violet foncé: δ18O de la carotte de glace de EDML (Antarctique), pourmille[3] . Rectangles gris: événements de Heinrich majeurs d'origine laurentidienne (H1, H2, H4, H5). Hachuré gris: événements de Heinrich majeurs d'origine européenne (H3, H6). Hachuré gris clair et numéros C-14 à C-25: couches mineures d'IRD enregistrées dans l'Atlantique Nord[4] . Numéros HS-1 à HS-10: stadiaire de Heinrich (en anglais Heinrich Stadial, HS) [5], [6], [7] . Numéros GS-2 à GS-24: stadiaire groenlandais (en anglais Greenland Stadial, GS) [8] . Numéros AIM-1 à AIM-24: maximum isotopique d'Antarctique (en anglais Antarctic Isotope Maximum, AIM)[3]. Les enregistrements des carottes de glace du Groenland et d'Antarctique sont présentés sur leur échelle d'âge commune AICC2012 [9], [10] .

Les événements de Heinrich doivent leur nom au géologue allemand Hartmut Heinrich. Il s'agit de débâcles massives d'icebergs (et probablement aussi d'eau douce) dans l'Océan Atlantique Nord qui ont eu lieu pendant les périodes de glaciation. Ces débâcles étaient dues à une instabilité des calottes polaires et des glaciers qui couvraient alors une partie des continents de l'hémisphère Nord, et tout particulièrement à la calotte Laurentide qui recouvrait l'Amérique du Nord. En fondant, les icebergs ont délivré les sédiments qu'ils contenaient, ce qui a formé des couches de sédiments spécifiques sur le plancher océanique, les IRD (de l'anglais Ice Rafted Debris). La définition stricte d'un événement de Heinrich est la présence d'une telle couche d'IRD observée dans les carottes marines de l'Atlantique Nord. Par abus de langage on peut aussi parler d'événement de Heinrich pour les conséquences climatiques associées mais ceci peur parfois porter à confusion. La conséquence directe de ces débâcles d'icebergs est un refroidissement climatique dans l'Hémisphère Nord, ainsi qu'une migration vers des latitudes plus au sud de la Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT).

Identification dans les carottes de sédiment marin[modifier | modifier le code]

Le géologue allemand Hartmut Heinrich est le premier à avoir décrit ces événements dans les années 1980. Historiquement, les IRD ont d'abord été observés dans des carottes prélevées entre 40°N et 50°N dans l'Atlantique Nord[11] . Cette zone est aussi connue sous le nom de bande de Ruddiman. Les couches d'IRD contiennent principalement des grains de taille grossière (en général supérieure à 150 microns de diamètre) et à bords non poli. Ces grains sont trop lourds pour être transportés par les courants marins et ont donc été attribués à la fonte d'icebergs: les icebergs délivrés par les glaciers ont au préalable érodé la surface sur laquelle ils se sont déplacés; au moment d'être délivrés dans l'océan, ils contenaient donc une certaine quantité de sédiment, qui s'est progressivement déposée sur le plancher océanique au cours de la fonte.

L'étude des carottes marines de l'Atlantique Nord permet l'identification précise de 6 événements de Heinrich majeurs lors de la dernière glaciation, numérotés H1 (le plus récent) à H6 (le plus ancien). D'autres événements moins importants ont été également identifiés, et numérotés avec différentes nomenclatures. L'étude de carottes plus anciennes révèle que ces événements ont aussi eu lieu pendant les glaciations précédentes, mais pas pendant les périodes interglaciaires. L'épisode de refroidissement climatique connu sous le nom de Dryas récent est parfois considéré comme l'événement H0[12] .

Origine des IRD[modifier | modifier le code]

Les analyses géochimiques réalisées sur les couches d'IRD permettent d'en estimer la provenance et ainsi d'identifier quelle calotte polaire a provoqué l'événement de Heinrich. Il s'agit de déterminer les minéraux constituant les grains détritiques et de mesurer l'abondance isotopique de certains éléments prélevés dans les couches d'IRD. Ces analyses ont révélé que H1, H2, H4 et H5 étaient principalement causés par des icebergs de la calotte Laurentide, tandis que les événements H3 et H6 étaient principalement dus aux calottes européennes (Scandinavie, Îles Britanniques et Islande)[13],[14],[15],[16],[17].

De plus, la distribution géographique de l'épaisseur de la couche d'IRD peut aussi renseigner sur sa provenance. Ainsi, pour les événements H1, H2, H4 et H5, la couche est plus épaisse au large du Québec et se rétrécit en direction de l'Europe, indiquant donc une source nord-américaine. L'inverse est observé pour H3 et H6, suggérant une source européenne [18].

Chronologie et durée des événements[modifier | modifier le code]

L'âge des événements de Heinrich, identifiés dans des carottes de sédiments marins, a tout d'abord été déterminé par datation au carbone 14. Cette technique peut être utilisée pour des sédiments jusqu'à environ 50 000 ans. Pour des sédiments plus âgés, cette technique ne peut plus être appliquée car le contenu en carbone 14 est trop faible pour être analysé avec précision.

Cependant, une large incertitude de cette méthode est l'estimation de l'âge réservoir du sédiment. Pour la période actuelle, cet âge est d'environ 400 ans: si on mesurait l'âge carbone 14 de sédiment de l'Atlantique Nord, on obtiendrait un âge d'environ 400 ans. Lors des périodes glaciaires, cet âge était probablement plus grand et reste difficile à estimer. Enfin, lors des événements de Heinrich, cet âge réservoir a vraisemblablement été fortement perturbé par la débâcle d'icebergs, pouvant atteindre 2000 ans [19]. Il est donc important de prendre en compte l'incertitude associée à la datation des événements de Heinrich basée sur la mesure du carbone 14.

Événement Âges, en millier d'années
Hemming (2004) Bond & Lotti (1995) Vidal et al. (1999)
H0 ~12
H1 16.8 14
H2 24 23 22
H3 ~31 29
H4 38 37 35
H5 45 45
H6 ~60
H1 et 2 ont été datés par le C14, H3 à 6 par corrélation de GISP2.


Corrélations[modifier | modifier le code]

La fonte des icebergs et de la calotte glaciaire a causé la libération d'une grande quantité d'eau dans l'Atlantique Nord. L'arrivée d'une telle quantité d'eau non salée froide a provoqué une baisse de la densité de l'eau et une modification des courants de l'océan et correspond souvent à une modification générale du climat de la Terre. Ainsi, les événements de Heinrich sont corrélés à des événements géologiquement enregistrés en d'autres lieux :

  • dans les glaces polaires. On retrouve ces cycles dans les carottes de glace[12] ;
  • dans les terrasses de corail de la péninsule de Huon (Huon Peninsula ou HP pour les anglophones) dans la province Morobe, à l'est de la Papouasie-Nouvelle-Guinée. Pour des raisons tectoniques, cette région est l'une de celles qui s'élèvent le plus au monde, ce qui permet d'y observer le profil de terrasses côtières particulièrement bien conservées à Sialum. Ces terrasses témoignent de l'histoire géo-climatique de la région du Pacifique (et du monde) au cours des 300 000 dernières années. Elles sont considérées comme les plus belles séquences de terrasses de cette sorte au monde et à ce titre sont scientifiquement étudiées. Elles ont notamment conservé la trace de changements climatiques cycliques et marqués entre 30 000 ans) et 65 000 ans).
    On y distingue des cycles de 6000 à 7 000 ans) qui se sont tous conclus par une nette élévation du niveau de la mer (10-15 m durant 1000 à 2 000 ans), après une longue période de baisse de niveau[12]. La datation précise de ces événements a montré qu'ils correspondaient pour chacun à une arrivée massive d'icebergs et de roches transportées par la glace puis larguées par les icebergs dans les sédiments autour du pôle nord.
    La montée du niveau marin pourrait être l'élément déclencheur qui a forcé de manière quasi synchrone les lâchers de glace contenant des inclusions rocheuses du socle d'Amérique du Nord et de l'Est du Groenland[12].
  • dans les sédiments marins. Des cycles semblables à ceux observés dans les terrasses de la péninsule de Huon ont aussi été enregistrés dans les sédiments marins via des variations de teneurs du substrat en isotopes de l'oxygène benthique (étudiées en Atlantique nord). Ces variations sont trop importantes pour être uniquement expliquées en termes de volumes de glace[12]. L'analyse conjointe des niveaux marins et de ces enregistrements isotopiques suggère que les profondeurs du nord de l'océan Atlantique se sont refroidies quand le niveau de mer a baissé et se sont réchauffées quand le niveau de la mer a monté, à chaque cycle de 6 000 ans environ.

Voir aussi[modifier | modifier le code]

Articles connexes[modifier | modifier le code]

Références[modifier | modifier le code]

  1. NGRIP members, « High-resolution record of Northern Hemisphere climate extending into the last interglacial period », Nature, vol. 431,‎ 2004, p. 147-151 (DOI 10.1038/nature02805, lire en ligne).
  2. Kindler, P. et M. Guillevic, M. Baumgartner, J. Schwander, A. Landais and M. Leuenberger, « Temperature reconstruction from 10 to 120 kyr b2k from the NGRIP ice core », Clim. Past, vol. 10,‎ 2014, p. 887–902 (DOI 10.5194/cp-10-887-2014, [www.clim-past.net/10/887/2014/ lire en ligne]).
  3. a et b EPICA community members, « One-to-one coupling of glacial climate variability in Greenland and Antarctica », Nature, vol. 444,‎ 2006, p. 195-198 (DOI 10.1038/nature05301, lire en ligne).
  4. Chapman, Mark R. et Shackleton, Nicholas J., « Global ice-volume fluctuations, North Atlantic ice-rafting events, and deep-ocean circulation changes between 130 and 70 ka », Geology, vol. 27,‎ 1999, p. 795-798 (DOI <0795:GIVFNA>​2.3.CO;2 10.1130/0091-7613(1999)​027<0795:GIVFNA>​2.3.CO;2, lire en ligne).
  5. Heinrich, H., « Origin and consequences of cyclic ice rafting in the northeast Atlantic Ocean during the past 130,000 years », Quaternary Res., vol. 29,‎ 1988, p. 142-152 (DOI 10.1016/0033-5894(88)90057-9, lire en ligne).
  6. T.L. Rasmussen et D.W. Oppo, E. Thomsen and S.J. Lehman, « Deep sea records from the southeast Labrador Sea: Ocean circulation changes and ice-rafting events during the last 160,000 years », Paleoceanography, vol. 18,‎ 2003, p. 1018 (DOI 10.1029/2001PA000736).
  7. Rashid, H. et Hesse, R. and Piper, D.J.W., « Evidence for an additional Heinrich event between H5 and H6 in the Labrador Sea », Paleoceanography, vol. 18,‎ 2003, p. 1077 (DOI 10.1029/2003PA000913).
  8. Sune O. Rasmussen et Matthias Bigler, Simon P. Blockley, Thomas Blunier, Susanne L. Buchardt, Henrik B. Clausen, Ivana Cvijanovic, Dorthe Dahl-Jensen, Sigfus J. Johnsen, Hubertus Fischer, Vasileios Gkinis, Myriam Guillevic, Wim Z. Hoek, J. John Lowe, Joel B. Pedro, Trevor Popp, Inger K. Seierstad, Jørgen Peder Steffensen, Anders M. Svensson, Paul Vallelonga, Bo M. Vinther, Mike J.C. Walker, Joe J. Wheatley and Mai Winstrup, « A stratigraphic framework for abrupt climatic changes during the Last Glacial period based on three synchronized Greenland ice-core records: refining and extending the INTIMATE event stratigraphy », Quaternary Science Reviews, vol. 106,‎ 2014, p. 14-28 (DOI 10.1016/j.quascirev.2014.09.007, lire en ligne).
  9. Bazin, L. et Landais, A., Lemieux-Dudon, B., Toyé Mahamadou Kele, H., Veres, D., Parrenin, F., Martinerie, P., Ritz, C., Capron, E., Lipenkov, V., Loutre, M.-F., Raynaud, D., Vinther, B., Svensson, A., Rasmussen, S. O., Severi, M., Blunier, T., Leuenberger, M., Fischer, H., Masson-Delmotte, V., Chappellaz, J. and Wolff, E., « An optimized multi-proxy, multi-site Antarctic ice and gas orbital chronology (AICC2012): 120-800 ka », Clim. Past, vol. 9,‎ 2013, p. 1715-1731 (DOI 10.5194/cpd-8-5963-2012, lire en ligne).
  10. D. Veres et L. Bazin, A. Landais, H. Toy\'e Mahamadou Kele, B. Lemieux-Dudon, F. Parrenin, P. Martinerie, E. Blayo, T. Blunier, E. Capron, J. Chappellaz, S. O. Rasmussen, M. Severi, A. Svensson, B. Vinther and E. W. Wolff, « The Antarctic ice core chronology (AICC2012): an optimized multi-parameter and multi-site dating approach for the last 120 thousand years », Clim. Past, vol. 9,‎ 2013, p. 1733-1748 (DOI 10.5194/cp-9-1733-2013, [www.clim-past.net/9/1733/2013/ lire en ligne]).
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  12. a, b, c, d et e Chappell, J., « Sea level changes forced ice breakouts in the Last Glacial cycle: new results from coral terraces », Quaternary Science Reviews, vol. 21,‎ 2002, p. 1229-1240 (DOI 10.1016/S0277-3791(01)00141-X, Résumé lire en ligne).
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  17. Jullien, E. et Francis E. Grousset, Sidney R. Hemming, Victoria L. Peck, Ian R. Hall, C\'edric Jeantet and Isabelle Billy, « Contrasting conditions preceding MIS3 and MIS2 Heinrich events », Global Planet. Change, vol. 54,‎ 2006, p. 225-238 (DOI 10.1016/j.gloplacha.2006.06.021, lire en ligne).
  18. Grousset, F.E. et Labeyrie, L., Sinko, J.A., Cremer, M., Bond, G., Duprat, J., Cortijo, E. and Huon, S., « Patterns of ice-rafted detritus in the glacial North Atlantic (40-55°N) », Paleoceanography, vol. 8,‎ 1993, p. 175-192 (DOI 10.1029/92PA02923, lire en ligne).
  19. Olsen, J. et Rasmussen, T.L. and Reimer, P.J., « North Atlantic marine radiocarbon reservoir ages through Heinrich event H4: a new method for marine age model construction », Marine Tephrochronology, vol. 398,‎ 2014, p. 95-112 (DOI 10.1144/SP398.2, lire en ligne).