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Les cinq interglaciaires avant l’événement Mid-Brunhes (MBE) [cIl y a 430 mille ans (ka)] sont généralement considérés comme globalement plus froids que ceux post-MBE Des inégalités régionales existent cependant, ce qui suggère que l’Arctique était plus chaud que présent au stade des isotopes marins (MIS) 15a À l’aide du premier enregistrement de spéléothèmes pour l’Extrême-Arctique, nous étudions la réponse climatique du nord-est du Groenland entre c588 et cIl y a 549 ka Nos résultats indiquent une chaleur accrue d’au moins 35 ° C par rapport au présent, entraînant un dégel du pergélisol et une augmentation des précipitations Nous constatons que δ18O des précipitations était au moins 3 ‰ plus élevé qu’aujourd’hui et reconnaissons deux événements locaux de refroidissement (c571 et cIl y a 594 ka) que l’on pense être causé par le forçage de l’eau douce Nos résultats sont importants pour améliorer la compréhension de la réponse climatique régionale menant au MBE et fournissent spécifiquement un aperçu de la réponse climatique d’un Arctique plus chaud.

Les cinq périodes interglaciaires avant l’événement Mid-Brunhes (MBE), qui s’est produit entre les étapes isotopiques marines (MIS) 13 et 11, sont généralement considérées comme globalement plus froides que celles post-MBE (1–7) Contrairement à cet aperçu global, la modélisation (3) et les preuves indirectes (8–11) existent à des échelles régionales indiquant des climats plus chauds que le présent avant le MBE, en particulier dans les latitudes moyennes et élevées du nord, et en particulier pendant le MIS 15a Le MIS 15a, en lui-même, présente un intérêt supplémentaire en raison de sa similitude orbitale étroite avec le dernier MIS interglaciaire 5e (3), qui est souvent utilisé comme base de référence dans les études climatiques pour un climat passé plus chaud que présent. Malgré l’insolation estivale élevée associée au MIS 15a, les concentrations atmosphériques de gaz à effet de serre (12-15) étaient relativement faibles pour un interglaciaire, atténuant ainsi les effets de la chaleur supplémentaire (2, 3) fournie par l’insolation, conduisant à un climat globalement frais Les efforts pour comprendre la contribution du CO2 et de l’insolation aux climats interglaciaires ont montré que, bien que le MIS 15a soit globalement relativement frais par rapport aux interglaciaires post-MBE, la réponse régionale était très différente, avec des températures anormalement élevées pour l’Arctique pendant les saisons d’été et d’hiver ( 3) Les disparités climatiques régionales et leur relation avec le climat mondial menant au MBE sont mal comprises en raison d’un manque d’enregistrements paléoclimatiques bien datés qui existent pour tester ces modèles De plus, étant donné que l’Arctique se réchauffe à plus de deux fois la vitesse de la moyenne mondiale, avec des températures maintenant à leur plus haut niveau depuis le début des enregistrements instrumentaux (16), il est de la plus haute importance de mieux comprendre comment l’Arctique réagit dans un monde plus chaud. Le climat arctique chaud associé au MIS 15a offre donc potentiellement un analogue important pour améliorer notre compréhension de la réaction de l’Arctique dans un monde plus chaud.

Ici, nous étudions le climat pré-MBE dans l’Extrême-Arctique, en particulier pendant la période MIS 15a-14, en utilisant le premier enregistrement de spéléothèmes pour le Groenland L’enregistrement provient du nord-est du Groenland très sensible (17-20), situé loin des carottes de glace profonde (Fig 1) dans une zone libre de glace caractérisée par un pergélisol profond étendu L’intervalle de croissance du spéléothème fournit des contraintes importantes sur le moment du dégel du pergélisol lié à un climat localement plus chaud que le présent et à un régime hydrologique atmosphérique amélioré. Ces résultats confirment ainsi les résultats de la modélisation montrant que le climat de l’Arctique était plus doux et plus humide qu’aujourd’hui pendant le MIS 15a, malgré un climat globalement frais, et que la chaleur s’est poursuivie dans le SIG «glaciaire manquant» 14

1: site des grottes de Grottedal (cette étude); 2 à 10: Sites de forage de carottes de glace (2: calotte glaciaire de Hans Tausen; 3: calotte glaciaire Flade Isblink; 4: projet de carottes de glace de l’est du Groenland (EastGRIP); 5: forage de glace Eemian du nord du Groenland (NEEM); 6: nord Projet de noyau de glace du Groenland (NGRIP); 7: Projet de noyau de glace du Groenland (GRIP); 8: Projet de calotte glaciaire du Groenland 2 (GISP2); 9: Camp Century; 10: Calotte glaciaire de Renland); 11: lac El’gygytgyn; 12: Grotte de Lenskaya; 13: Grotte de Botovskaya; 14: Programme de forage océanique (ODP) 910; 15: ODP 980; 16: Station Nord; 17: Danmarkshavn; 18: Lac Baïkal La figure 1 est construite à partir des ensembles de données suivants: GrIS (69), étendue de la glace de mer (70), pergélisol (71) et pays (72)

Grottes de solution situées dans les calcaires siluriens du nord-est du Groenland (21) (8038 ° N, 2174 ° E) ont été signalés pour la première fois en 1960 (Fig 1) (22) Les grottes en grande partie horizontales sont situées à des altitudes distinctes entre c350 et 670 m au-dessus du niveau de la mer (unsl) dans une vallée tributaire orientée nord-sud de 1 km de long de la plus grande vallée du Grottedal (Figs 1 et 2) (22, 23) Les grottes atteignent un maximum de 12 m de large, 100 m de long et sont toutes bloquées par la glace ou le remplissage des grottes En 1960, la présence d’une pierre d’écoulement de calcite grossièrement cristalline de 10 cm d’épaisseur a été signalée (520 m unsl) (22)

(A) Vue vers le sud sur Grottedal à la vallée de l’affluent contenant les grottes Les flèches mettent en évidence l’emplacement de la vallée de l’affluent grotte (B et C) Affluent de la vallée contenant les grottes (D) Entrées de la grotte sur le mur est de la vallée de l’affluent avec Grottedal en arrière-plan (E) Vue de trois entrées de grottes dans le mur ouest La grotte échantillonnée dans cette étude est mise en évidence par une flèche Photos: Robbie Shone (@shonephotography)

Les grottes sont situées c35 km de la côte et c60 km de la marge de la calotte glaciaire du Groenland (GrIS) Aujourd’hui, la région est aride, avec une précipitation annuelle de c200 millimètres (24) Dans la région des grottes, 50% des précipitations annuelles se produisent actuellement 16 jours de l’année, avec mai-juin étant les mois les plus secs et septembre étant le mois le plus humide, bien qu’en réalité il y a une variabilité mensuelle limitée (c035 à 081 mm jour − 1) (24) Les sources de précipitations hivernales sont centrées sur le nord de l’Atlantique Nord (> 45 ° N) et, en particulier, sur la mer de Norvège Ces sources restent en été mais sont diminuées car une plus grande contribution provient des sources locales terrestres et océaniques (24) Les stations météorologiques les plus proches sont situées sur le GrIS c70 km (370 m àsl) et 90 km (870 m asl) au sud-ouest des grottes Ils ont enregistré une température moyenne annuelle de l’air de surface (MAAT) de −132 ° et −184 ° C, respectivement, pour la période de juillet 2008 à septembre 2018 (25) Un peu plus loin, MAAT sur la côte à Station Nord (180 km au nord) et Danmarkshavn (400 km au sud) est c−18 ° et −11 ° C, respectivement (26) En revanche, le climat de Grottedal est plus continental et plus chaud pendant l’été par rapport au GrIS ou aux stations côtières (27) La superficie des terres Grottedal est sans neige pendant l’été, bien que le plateau au-dessus des grottes (740 m unsl) a déjà accueilli une petite calotte glaciaire (22), qui a maintenant disparu Sol à motifs (fig S1) contenant du pergélisol et des dépressions profondes de calottes glaciaires existent dans la région Compte tenu du climat aride contemporain et du sol gelé, ainsi que d’un environnement largement dépourvu de sol et de végétation, les conditions environnementales modernes limitent sévèrement la karstification et empêchent le dépôt de spéléothèmes, comme le soutient l’absence de gouttes dans les grottes et la présence étendue de givre givre indiquant des températures de l’air de la grotte sous le point de congélation La présence de flowstone indique ainsi des conditions plus douces et plus humides dans le passé géologique récent

Un échantillon de 12 cm d’épaisseur de la pierre d’écoulement (GD8-1; fig S2) (22) a été collecté dans une petite grotte lors d’une expédition exploratoire en 2015 Pour des raisons de conservation et de logistique, l’échantillon prélevé n’était pas in situ, même si une grande partie de la séquence était in situ ou à proximité; ainsi, on ne s’attend pas à ce que GD8-1 ait voyagé loin de sa position d’origine

La grotte échantillonnée n’est pas officiellement nommée par les autorités groenlandaises; par conséquent, il est simplement appelé ici GD8, ce qui reflète le code de la grotte qui lui a été donné lors de l’expédition 2015 du Greenland Caves Project (GCP) (28) La grotte GD8 mesure 11 m de long sur 4 m de large sur 4 m de haut (fig S2) Il contient des caractéristiques spéléogénétiques typiques d’une grotte karstique phréatique-vadose, y compris des anastomoses au plafond, trois encoches murales distinctes indiquant les anciennes élévations de la nappe phréatique et des pétoncles qui indiquent que la direction de l’écoulement était éloignée de l’entrée actuelle et dans la grotte. (23, 28) Semblable à toutes les autres grottes explorées dans cette région, GD8 s’ouvre dans une falaise abrupte de la vallée de l’affluent, qui est formée par l’érosion fluvioglaciaire, exposant localement des dépôts de Flowstone à la surface. La taille et la morphologie de la grotte d’aujourd’hui ainsi que l’abondance de bris de gel sont donc très différentes des conditions au moment où la pierre d’écoulement a été déposée. En raison de la courte longueur, les mesures modernes de température de l’air de la grotte pour GD8 offrent des informations limitées, car elles refléteraient simplement les conditions météorologiques extérieures à la grotte à un moment donné. Certaines informations utiles peuvent cependant être obtenues à partir d’une autre grotte à une altitude similaire dans la même vallée. D’une longueur de 95 m, U-Tut Ilusilik Qaarusussuaq (grotte en forme de U) est la plus longue grotte découverte dans ce secteur (23) Il est relativement horizontal, en forme de «U», et dispose de deux entrées qui s’ouvrent à une élévation de c530 m asl (jee, à une altitude comparable à GD8 à c520 m asl) Le milieu de la grotte, c48 m de l’entrée et se trouve dans le creux du «U», se trouve dans la zone crépusculaire et dans un endroit où la température de l’air extérieur commence à avoir un effet réduit sur la température de l’air de la grotte Ici, une mesure de température ponctuelle de -35 ° C a été prise le 6 juillet 2019 Une autre grotte horizontale dans la même zone, Inussuk Innartooq Qaarusussuaq (Cairn Climb Cave), située à 540 m unsl, mais de seulement 19 m de long, avait également une température de l’air comparable de −33 ° C, cA 10 m de l’entrée (23) le 7 juillet 2019 Ailleurs dans la région plus large, des températures de l’air des grottes beaucoup plus froides de -6 ° à -17 ° C ont également été enregistrées, mais celles-ci se trouvent dans des grottes de plus haute altitude (jusqu’à 825 m unsl) ou dans des cavernes à trempage doux (23) qui présentent des caractéristiques de piège à air froid (29, 30) Étant donné que GD8 est tronqué et n’est qu’une relique du système qu’il était lorsque la pierre à couler a été déposée, il n’est pas possible de dire s’il était morphologiquement horizontal ou plongeant.

La datation U-Th combinée à la modélisation de l’âge (fig. S3 et S4 et le tableau S1) indique que le flowstone a été déposé entre c588 et cIl y a 537 mille ans (ka) Les mesures isotopiques sont précises malgré de faibles concentrations d’U (dizaines de parties par milliard), et les corrections pour le Th initial sont négligeables Étant donné que l’âge de l’échantillon est proche de la limite de la méthode de datation U-Th, les incertitudes liées à l’âge sont plus importantes que ce ne serait le cas pour les échantillons plus jeunes. Néanmoins, tous les âges sont stratigraphiquement dans l’ordre dans l’incertitude, compatible avec l’évolution du système fermé, tandis que deux dalles séparées prises à partir de l’échantillon donnent des résultats reproductibles (fig. S4) δ18O et δ13C de la plage de calcite de spéléothème entre c−11 à −16 ‰ Vienna Pee Dee Belemnite (VPDB) et 2 à −6 ‰ VPDB, respectivement, et la corrélation entre δ18O et δ13C est minime (fig S5), suggérant un fractionnement isotopique cinétique limité (31)

Les résultats de la modélisation de l’âge basée sur U-Th indiquent que le dépôt s’est produit à travers MIS 15a et dans MIS 14 (Fig 3A), bien qu’il soit tout à fait plausible que la croissance n’ait pas été continue et ait pu avoir un caractère d’arrêt-démarrage lié, par exemple, au cycle saisonnier ou à des périodes froides prolongées sur des échelles décennales ou centenaires superposées à une période générale de chaleur On pourrait également considérer qu’il peut y avoir des hiatus non identifiés et que des dépôts peuvent avoir eu lieu pendant le MIS 13; cependant, le plus jeune âge U-Th de la dalle 2 indique que ce n’était pas le cas (fig S3) Il est également raisonnable de se demander si le spéléothème s’est déposé ou non pendant un climat plus chaud et plus humide, ou peut-être sous une calotte glaciaire à base chaude. Jusqu’à récemment, une petite calotte glaciaire était présente sur le plateau au-dessus des grottes (22), mais malgré cela, aucune goutte active n’a été signalée dans les grottes, et elles sont restées gelées avec des températures de l’air inférieures à 0 ° C (23). Les conditions peuvent avoir été différentes dans un passé lointain, mais ces observations modernes indiquent que les grottes sont restées dans le pergélisol lorsqu’une calotte glaciaire était présente au-dessus. De plus, malgré des recherches approfondies, aucun spéléothème de l’Holocène tardif n’a été trouvé, ce qui indiquerait un dépôt sous une calotte glaciaire à base chaude. L’absence de calotte glaciaire, en particulier pendant la période MIS 14, est également soutenue par le profil δ13C, qui indique le développement d’un sol à ce moment (fig S4) Nous considérons donc un climat plus chaud et plus humide comme un état climatique plus probable pour le dépôt du spéléothème

(A) Modèle d’âge StalAge original basé sur U-Th avec incertitude 2σ (barres grises horizontales) (B) Modèle d’âge basé sur U-Th (bleu clair) par rapport à l’ensoleillement estival de 80 ° N (gris) (32) (C) Modèle d’âge basé sur U-Th (bleu foncé) réglé sur une insolation estivale de 80 ° N (gris) (32) (D) Modèle d’âge basé sur U-Th (bleu clair) par rapport à l’enregistrement δ18O synthétique du Groenland (jaune foncé) (34) (E) Modèle d’âge orbitalement raffiné (bleu foncé) par rapport à l’enregistrement δ18O synthétique du Groenland (jaune foncé) (34) (F) Modèle d’âge basé sur U-Th (bleu clair) par rapport à l’enregistrement composite de la mousson asiatique δ18O (jaune foncé) (33) (G) Modèle d’âge orbitalement raffiné (bleu foncé) par rapport à l’enregistrement composite de la mousson asiatique δ18O (jaune foncé) (33) Les lignes verticales en pointillés indiquent la limite MIS 15a-14 CE, ère commune

Le modèle de variabilité δ18O produit par ce modèle d’âge ne présente pas de corrélation particulièrement forte avec les paramètres orbitaux (Fig 3B) Il est cependant possible d’affiner le modèle d’âge dans les limites des incertitudes et de le régler sur une insolation à 80 ° N (Fig 3C) (32) Le modèle d’âge raffiné orbitalement suggère que le dépôt de spéléothèmes s’est produit entre c622 et cIl y a 549 ka, jee, commençant au début de MIS 15 et se terminant peu après dans MIS 14 (Fig 3) Naturellement, la conséquence de cet accord orbital est un meilleur accord avec la variabilité de δ18O dans l’enregistrement composite des spéléothèmes de mousson asiatique (33) où un δ18O plus élevé au Groenland correspond à un δ18O inférieur en Asie et vice versa (Fig 3G) En revanche, la comparaison du modèle d’âge U-Th-only et du modèle d’âge raffiné orbitalement avec l’enregistrement synthétique du Groenland δ18O (34) montre que les deux approches produisent des enregistrements δ18O qui sont similaires dans le temps et le modèle à la courbe synthétique du Groenland (Fig 3, D et E) On pourrait même affirmer que les événements à l’échelle du millénaire dans l’enregistrement synthétique du Groenland sont mieux corrélés avec le modèle d’âge U-Th-only (Fig 3D) À l’heure actuelle, nous n’adoptons aucun des deux modèles d’âge comme meilleure approche car de nombreuses questions restent ouvertes en ce qui concerne la relation entre le spéléothème 80 ° N du Groenland δ18O et l’insolation estivale à 80 ° N En outre, l’efficacité du réglage orbital pour cette période de temps particulière s’est avérée inefficace (35) Le reste de la discussion autour de l’intervalle de croissance des spéléothèmes sera donc basé sur la période c588 à cIl y a 549 ka, là où les deux modèles d’âge se chevauchent

Quel que soit le modèle d’âge adopté, l’intervalle de croissance des spéléothèmes indique un climat plus chaud et plus humide par rapport à aujourd’hui dans le nord-est du Groenland (80 ° N) pendant la période de changements d’ensoleillement de forte amplitude menant au MBE (Fig 4) Le dépôt de spéléothèmes était actif pendant MIS 15a à MIS 14, bien que si le modèle d’âge orbitalement raffiné est pris en compte, alors le dépôt peut avoir commencé plus tôt dans MIS 15e (Fig 3C) Cette période de fluctuations précessionnelles de forte amplitude était modulée par la forte excentricité qui se produisait à l’époque (35); par conséquent, l’interglaciaire MIS 15a (1) avait le troisième plus haut niveau maximal d’insolation estivale de l’hémisphère nord du dernier million d’années (fig S6) (32), un effet qui était encore aggravé aux hautes latitudes par la haute obliquité Le MIS 15c et le MIS interglaciaire 15e ont également connu des maxima d’insolation relativement élevés (fig. S6) (32), le MIS 15e étant généralement considéré comme ayant une force comparable au MIS 15a dans la plupart des enregistrements (1)

(A) Obliquité (bleu foncé) (73) et précession (bleu clair) (73) (B) L’ensoleillement d’été 65 ° N (73) (C) NGRIP Greenland δ18O record (jaune foncé) (74) Modèles d’âge basés sur U-Th (bleu foncé) et raffinés orbitalement (bleu clair) pour 802 ° N enregistrement du spéléothème du Groenland δ18O (cette étude) (D) Enregistrement synthétique du Groenland δ18O (bleu clair) (34) EPICA Dome C (EDC) poussière atmosphérique (bleu foncé) (40) (E) Abondance du polycope de l’océan Arctique (39) (F) Indice de diversité planctonique du lac El’gygytgyn (10) (G) Âge des spéléothèmes de Sibérie orientale (36) (H) Relevé pollinique marin du sud du Groenland (37) La barre horizontale jaune fixe indique la ligne de base de l’Holocène La barre horizontale jaune pointillée indique la ligne de base MIS 15a (I) Registre de silice biogénique du lac Baïkal (9) (J) Granulométrie du loess chinois> 32 μm: Yimaguan (bleu clair) et Luochuan (bleu foncé) (43) (K) Record de spéléothème composite de mousson asiatique (33) (L) Concentrations atmosphériques de CO2 (bleu foncé) (12–14) et de CH4 (bleu clair) (12, 13, 15) (M) Empilement benthique mondial de δ18O (bleu foncé) (41) Enregistrement SST global empilé (bleu clair) (44) La barre grise verticale met en évidence la zone des modèles d’âge des spéléothèmes qui se chevauchent, avec des barres verticales hachurées indiquant uniquement les modèles d’âge unique La ligne jaune verticale marque la limite MIS 15a-14

Les enregistrements de modélisation et de proxy indiquent que les cinq climats interglaciaires avant le MBE étaient généralement plus frais chaque année et de façon saisonnière à l’échelle mondiale et hémisphérique que ceux post-MBE. La seule exception à cela est la température estivale du MIS 15a, qui, selon les modèles, était plus chaude que la température actuelle à l’échelle mondiale et hémisphérique, l’été de l’hémisphère nord étant le plus chaud des neuf derniers interglaciaires (2, 3). Le climat mondial annuel relativement «frais» du MIS 15a est considéré comme une conséquence des faibles concentrations de gaz à effet de serre (Fig 4L) atténuant les effets d’une forte insolation estivale (2, 3) Le record de spéléothèmes présenté ici, cependant, fournit (la première) preuve radiométriquement datée d’un climat MIS 15a plus chaud et plus humide dans l’Extrême-Arctique. Une autre preuve que le MIS 15a est un interglaciaire chaud, en particulier dans les hautes latitudes nordiques, est en outre fournie par les périodes de croissance des spéléothèmes datés de la série U dans l’est de la Sibérie à 60 ° N, qui indiquent l’absence de pergélisol (Fig 4G) (36) À ce moment, le lac El’gygytgyn réglé en orbite (67Les carottes de sédiments 5 ° N) montrent également une augmentation de la concentration et de la diversité planctoniques (Fig 4F) (10), alors que la productivité des diatomées du lac Baïkal (53 ° N) était également très élevée (Fig 4I) (9) Dans le cas du lac El’gygytgyn et du lac Baïkal, ces niveaux accrus de productivité se poursuivent également en partie dans le SIG 14, similaire à notre période de croissance des spéléothèmes. En revanche, les relevés polliniques du sud du Groenland, qui sont utilisés comme indicateur d’un volume de glace réduit, ne sont pas particulièrement réactifs pour le moment par rapport à d’autres interglaciaires, bien qu’ils soient d’environ 35 fois plus élevé que pour l’Holocène (Fig 4H) (37), indiquant une zone libre de glace plus grande que celle que l’on trouve actuellement MIS 9e, qui est montré dans certains enregistrements comme l’un des interglaciaires les plus chauds des 800000 dernières années (1), ne montre pas non plus une réponse pollinique particulièrement forte dans cet enregistrement (Fig 4H), bien que, en revanche, les relevés de température de surface de la mer (SST) d’un noyau proche indiquent que le MIS 9e était le plus chaud des quatre précédents interglaciaires avec la SST d’été 33 ° C au-dessus des valeurs modernes et une taille réduite du GrIS (38) Par déduction, nous ne nous attendrions donc pas nécessairement à voir une réponse pollinique dans le sud du Groenland pour le SIG 15a

Les températures élevées du MIS 15a dans l’Extrême-Arctique, entraînant le dégel du pergélisol, un cycle hydrologique amélioré, un développement naissant du sol, une karstification et un dépôt local de spéléothèmes, ont probablement été forcés par la forte insolation estivale, que les modèles montrent comme la dominante facteur contrôlant la température interglaciaire aux hautes latitudes de l’hémisphère nord (3) Dans l’Arctique, l’obliquité élevée du MIS 15a a entraîné une amélioration supplémentaire du rayonnement solaire estival par rapport au reste de la planète. Les étés chauds et intenses dans l’Arctique ont par la suite conduit à «l’effet résiduel d’été» (3) selon lequel le réchauffement estival de l’océan augmentait la fonte de la glace de mer et augmentait le réchauffement de la partie supérieure de l’océan, retardant ainsi la formation de la glace de mer et réduisant son épaisseur et l’isolation thermique hiver suivant Par conséquent, la chaleur a été perdue de l’océan vers l’atmosphère au début de l’hiver, entraînant une augmentation des températures atmosphériques hivernales, en particulier dans l’Arctique pendant le MIS 15a, malgré la faible insolation hivernale (3) L’augmentation de la température due à l’insolation en été et l’augmentation de la température due à l’effet résiduel d’été en hiver fournissent ainsi un mécanisme par lequel les températures d’été et d’hiver ont été augmentées, augmentant la MAAT et entraînant le dégel du pergélisol dans le nord-est du Groenland. L’absence de glace de mer arctique pendant le MIS 15a, qui est très importante pour l’augmentation de la température pendant les mois d’hiver (3), est également corroborée par des données indirectes provenant des carottes de l’Arctique (Fig 4E) (39), bien que ceux-ci indiquent une période sans glace de mer prolongée avant le MBE et non pas directement en raison d’une forte insolation Le dépôt de spéléothèmes à 80 ° N dans le nord-est du Groenland, qui nécessite un MAAT plus élevé qu’à l’heure actuelle pour dégeler le pergélisol, soutient donc les résultats des modèles qui montrent que le MIS arctique 15a estival et que les températures hivernales étaient plus élevées qu’aujourd’hui (même si elles étaient glacière)

En plus de l’augmentation de la température, une augmentation des précipitations doit également s’être produite dans cette région actuellement aride Certains considèrent que la corrélation entre les enregistrements de poussières atmosphériques du Groenland et de l’Antarctique reflète l’état du cycle hydrologique mondial et de l’atmosphère globale (35) En comparaison avec le présent, la teneur en poussière atmosphérique en Antarctique était plus faible pendant le MIS 15a (Fig 4D) (40), suggérant ainsi un cycle hydrologique global amélioré en ce moment En accord, les modèles indiquent la plus forte augmentation des précipitations de mousson d’été dans l’hémisphère Nord pendant le MIS 15a au cours des 800 ka passés, contrôlée par des effets de précession aux basses latitudes (3) L’humidité nécessaire pour le régime hydrologique amélioré dans l’Arctique, qui aurait été nécessaire pour la croissance des spéléothèmes, provenait probablement, en partie, d’une augmentation du transport à longue distance, mais plus principalement de l’océan libre local sans glace, comme a été prédit pour un futur arctique plus chaud (19) Même dans les conditions actuelles, les sources d’humidité passent du transport à longue distance pendant les mois d’hiver aux eaux locales sans glace et au recyclage continental pendant les mois d’été (24) On s’attend donc à ce que pendant le MIS 15a, des températures plus élevées et un océan local sans glace plus grand aient entraîné une contribution plus élevée d’humidité provenant de sources locales.

Le dépôt continu de spéléothèmes dans le MIS 14 est peut-être plus déroutant que la croissance pendant le MIS 15a Cependant, le MIS 14 est considéré comme une «glaciation manquante», ce qui semble être une conséquence des changements d’insolation de haute amplitude précédents dans l’hémisphère nord qui auraient atténué l’apparition des glaciers et empêché une expansion substantielle de la glace dans l’hémisphère nord (35). Ceci est indiqué par un manque de preuves terrestres de l’expansion glaciaire de l’hémisphère nord et se reflète également dans le dossier marin, qui affiche les foraminifères benthiques les plus bas δ18O des 10 dernières étapes froides (Fig 4M) (35, 41), indiquant un volume global de glace inférieur Le niveau de la mer au cours de la MIS 14 était également relativement élevé (-67 m) (42), et la glace de mer arctique pérenne est restée absente (Fig 4E) (39) Pendant la période qui coïncide avec le dépôt de spéléothèmes, les foraminifères benthiques δ18O étaient en augmentation et n’avaient pas encore atteint leur maximum (41), les assemblages de pollen dans le sud du Groenland sont restés aussi élevés ou plus élevés que l’Holocène (Fig 4H) (37), et le lac El’gygytgyn était marginalement productif (Fig 4F) (10), alors que le lac Baïkal est devenu de moins en moins productif (Fig 4I) (9), le lœss chinois est resté à des niveaux similaires au MIS 15a (Fig 4J) (43), et les concentrations de poussières atmosphériques sont restées relativement faibles (Fig 4D) (40) Les concentrations atmosphériques de CO2 ont diminué progressivement au cours de cette période, mais ont montré une courte augmentation brusque centrée sur cIl y a 558 ka (Fig 4 L) (12–14) En revanche, les SST globales dans le MIS 14 étaient aussi froides que pendant certaines glaciations pleines (Fig 4 mois) (44) Il existe donc une disparité entre les enregistrements terrestres pour le MIS 14 et les SST mondiaux

Les carottes de l’Atlantique nord subpolaire montrent que suite à des changements benthiques de δ18O indiquant le début dans le MIS 14 (Fig 5G), les événements de débris de glace sont restés largement absents (Fig 5, D et F) (45), les foraminifères planctoniques polaires de Neoloboquadrina pachyderma (s) sont restés proches des niveaux interglaciaires (Fig 5, D et F) (45), et les SST sont restés élevés pendant environ 14 ka (Fig 5, E et G) (45, 46) La production en eaux profondes de l’Atlantique Nord est également restée active (Fig 5E) (46) La croissance continue du spéléothème dans le nord-est du Groenland dans le MIS 14 correspond également au moment de cette «chaleur retardée» (45) observée dans l’Atlantique nord subpolaire, bien qu’il existe un débat sur la question de savoir si la chaleur retardée était spatialement limitée à l’Atlantique Nord-Est ( 46) Il est proposé que la chaleur continue pendant les inscriptions glaciaires dans l’est de l’Atlantique Nord ait permis au courant de l’Atlantique Nord de rester actif, de transporter chaleur et humidité vers les mers de Norvège et du Groenland et de maintenir la formation en eau profonde (45) La circulation océanique peut ainsi avoir continué à avoir un impact sur le climat local dans le nord-est du Groenland au début du MIS 14 permettant le dépôt de la croissance des spéléothèmes

Modèles d’âge (A) U-Th (bleu foncé) et (B) raffinés orbitalement (bleu clair) pour 80 ans2 ° N enregistrement du spéléothème du Groenland δ18O (cette étude) (C) ODP 910 80 ° N Arctic Gateway δ18O record de foraminifères planctiques Les flèches indiquent les légumineuses d’eau douce (59) (D) ODP 984 63 ° N débris de glace (bleu clair) et N pachyderma (s) abondance (bleu foncé) (45) (E) ODP U1314 56 ° N SST (bleu foncé) et benthique δ13C (bleu clair) (46) (F) ODP 980 55 ° N débris de glace (bleu clair) et N pachyderma (s) abondance (bleu foncé) (45) (G) ODP 980 55 ° N foraminifères benthiques δ18O (bleu foncé) Summer SST (bleu clair) (45) (H) Empilement benthique global de δ18O (bleu foncé) (41) Enregistrement de la température globale de la surface de la mer empilée (bleu clair) (44) La barre grise verticale met en évidence la zone des modèles d’âge des spéléothèmes qui se chevauchent, avec des barres verticales hachurées indiquant uniquement les modèles d’âge unique La ligne jaune verticale marque la limite MIS 15a-14

Pour étudier plus en détail les anomalies de température et de précipitations sur le site de la grotte par rapport aux valeurs actuelles, un émulateur climatique (47) a été forcé à une résolution de 1 ka. Des pics de température et de précipitations se sont produits pendant MIS 15a, entre c580 et cIl y a 565 ka (Fig 6), à la fois dans la boîte quadrillée du site d’étude et dans plusieurs des boîtes quadrillées environnantes (Fig 7) Alors que l’émulateur a réussi à capturer ces pics, la température et les précipitations maximales modélisées étaient de 26 ° C et 30 mm mois − 1 au-dessus des valeurs préindustrielles

Anomalie de la température de l’air en surface (bleu foncé) Anomalie de précipitation (bleu clair) La ligne pointillée horizontale indique la ligne de base préindustrielle

Anomalie de température: (A) il y a 568 ka, (B) il y a 572 ka, et (C) il y a 576 ka Anomalie des précipitations: il y a (D) 568 ka, il y a (E) 572 ka, et (F) il y a 576 ka Le site de la grotte est représenté par un point noir

Comme mentionné, les températures actuelles de l’air des grottes enregistrées pendant l’été sont c−35 ° C Premièrement, en l’absence de station météorologique locale, il n’est pas possible de dire si cela est comparable à MAAT D’autres grottes courtes similaires situées dans l’Arctique ont tendance à enregistrer des températures estivales de l’air des grottes supérieures à MAAT (48), et nous soupçonnons que c’est également le cas pour les grottes courtes étudiées ici dans le nord-est du Groenland. La station météo la plus proche, située c70 km au sud-ouest des grottes à la base du GrIS, a enregistré un MAAT de -132 ° C pour la période de juillet 2008 à septembre 2018 (25) Compte tenu de la proximité du GrIS, le MAAT à la station météorologique est susceptible d’être inférieur à celui du site de la grotte. Le vrai MAAT sur le site de la grotte aujourd’hui se situe donc probablement entre −35 ° et −132 ° C Nous devons également considérer que la morphologie de la grotte tronquée telle qu’observée aujourd’hui n’est pas représentative du système de grotte non tronqué et plus long qui aurait existé pendant le MIS 15a, qui, étant moins exposé aux échanges à court terme avec la surface, aurait probablement eu un plus température de l’air stable et peut-être plus proche de MAAT En prenant la température actuelle de l’air de la grotte de −35 ° C comme MAAT actuelle maximale, MIS 15a MAAT doit avoir été d’au moins 35 ° C de plus qu’aujourd’hui (et probablement plus) pour augmenter la température de l’air de la grotte au-dessus du point de congélation, ce qui aurait des implications pour réduire la taille du GrIS (38) L’émulateur ne capte donc pas la chaleur nécessaire pour atteindre ces anomalies de température De plus, les résultats de l’émulateur pour MIS 15a sont comparables aux résultats pour MIS 5e (25 ° C et 38 mm mois − 1), ce qui est nettement inférieur à l’anomalie estimée de 8 ° ± 4 ° C ou 7 ° à 11 ° C (49, 50) pour le site de forage de glace Eemian North Groenland (NEEM) sur la calotte glaciaire

Une discussion complète des limites de l’émulateur est fournie ailleurs (47), mais l’une des choses qui est pertinente ici est que les simulations du modèle de circulation générale (GCM) avec différentes calottes glaciaires (51) utilisent les reconstructions de calotte glaciaire ICE-5G. (52), qui sont basées sur des paléodonnées (niveau mondial de la mer et / ou étendue de la calotte glaciaire) depuis le dernier maximum glaciaire (LGM) L’émulateur suppose donc que les épisodes glaciaires et interglaciaires précédents sont similaires respectivement au LGM et à l’Holocène, ce qui est connu pour ne pas être le cas. Cependant, pour les glaciations qui se sont produites avant le dernier cycle glaciaire, il y a très peu ou pas de paléo-données disponibles qui permettraient les reconstructions tridimensionnelles des calottes glaciaires qui sont nécessaires ici. Les différences de hauteur, de topographie et / ou d’étendue des calottes glaciaires au cours du MIS 15a peuvent avoir un impact sur le climat simulé, eg, par des modifications de la circulation atmosphérique ou des trajectoires des tempêtes de l’Atlantique Nord En outre, les modèles d’émulation signifient le climat annuel, mais il se peut qu’un réchauffement plus important soit connu au cours d’une saison particulière, avec, eg, implications possibles pour la glace de mer et rétroactions associées

Il est à noter que ce record de spéléothème δ18O fournit une première approximation du signal δ18O atmosphérique du Groenland pour une période au-delà de la limite des carottes de glace du Groenland (Fig 4C) En tenant compte des différences entre la moyenne de l’eau océanique standard de Vienne (VSMOW) et la VPDB, les valeurs δ18O sont décalées entre le site de la grotte (c−11 à −16 ‰ VPDB) et l’intérieur de la calotte glaciaire (c−32 à −46 ‰ VSMOW), les valeurs beaucoup plus élevées sur le site de la grotte étant dues au régime climatique plus chaud étudié, à une plus grande proximité de la source et à une altitude plus basse Parce que la gamme isostatique glaciaire-interglaciaire est seulement c30 m (53), on ne s’attend pas à ce que les ajustements glacio-isostatiques aient eu un impact important sur δ18O de l’eau de recharge À titre de comparaison, les valeurs δ18O de la calotte glaciaire Flade Isblink à proximité (813 ° N, 157 ° O, c700 m asl) varient entre −21 ‰ VSMOW pendant l’anomalie climatique médiévale et −24 ‰ VSMOW pendant la petite période glaciaire (54) Sur la base des valeurs du spéléothème δ18O de −11 à −16 ‰ VPDB, nous contraignons la gamme δ18O de l’eau d’infiltration sur le site de la grotte pendant MIS 15a-14 comme c−14 ‰ VSMOW (pour −11 ‰ calcite VPDB) à c−19 ‰ VSMOW (pour −16 ‰ calcite VPDB), en supposant une température minimale de 1 ° C (55–57) Si les températures étaient plus élevées, l’eau de recharge aurait dû être isotopiquement plus lourde pour produire -11 ‰ de calcite VPDB (55-57), les contraignant ainsi comme valeurs minimales pour l’eau d’infiltration. En comparaison, la congélation de la glace aujourd’hui dans les grottes de Grottedal varie de −17 à −25 ‰ VSMOW (Fig 8 et tableau S2), qui est en accord avec une moyenne annuelle modélisée δ18O des précipitations de c−20 ‰ VSMOW pour le site (58) Eau d’infiltration avec δ18OVSMOW au moins cIl faudrait donc 3 ‰ plus lourd qu’aujourd’hui pour former la calcite VPDB −11 ‰ Nous soulignons, cependant, que 3 ‰ VSMOW est la différence minimale par rapport à aujourd’hui étant donné que les températures auraient pu être supérieures à 1 ° C, et que l’intervalle en δ18O des précipitations modernes s’étend jusqu’à −20 à −25 ‰ Aujourd’hui, le gradient de température δ18O pour la région est modélisé en c09 à 13 ‰ ° C-1 (58); ainsi, bien que l’on ne sache pas si cette relation était la même pendant le MIS 15a-14, cela met en évidence la possibilité qu’un changement MAAT de 35 ° C pourrait expliquer un c3 ‰ augmentation de δ18OVSMOW des précipitations annuelles moyennes Une augmentation plus élevée de δ18OVSMOW des précipitations pourrait, bien sûr, être obtenue grâce à des températures plus élevées ou par d’autres mécanismes supplémentaires Comme mentionné, même dans les conditions actuelles, les sources d’humidité passent du transport à longue distance pendant les mois d’hiver aux eaux locales sans glace et au recyclage continental pendant les mois d’été (24) Les prévisions pour un futur arctique plus chaud indiquent une augmentation des précipitations (19, 20) et en particulier des pluies dans toutes les régions de l’Arctique à l’exception de l’intérieur du SRI (20) D’ici la fin de ce siècle, les plus grands changements dans les précipitations arctiques sont attendus sur l’océan Arctique et le nord-est du Groenland et, plus particulièrement, à la fin des mois d’automne-hiver associés à l’évaporation des eaux arctiques libres de glace (19) Dans un climat arctique MIS 15a-14 plus chaud dans lequel la glace de mer était absente (Fig 4E) (39), une contribution beaucoup plus élevée des précipitations provenait probablement de sources locales, réduisant ainsi le fractionnement de Rayleigh, entraînant une nouvelle augmentation du δ18O des précipitations. Les changements de saisonnalité peuvent avoir ajouté des contrôles supplémentaires, mais étant donné que l’augmentation des précipitations devrait être plus dominante dans les mois d’automne-hiver (lorsque δ18O serait inférieur à celui des mois d’été), on pense que la différence de température et une source d’humidité plus locale étaient probablement les principaux facteurs affectant l’augmentation de δ18O des précipitations pendant le MIS 15a-14

Compte tenu des grandes incertitudes du modèle d’âge, nous ne fournissons pas une interprétation complète du signal du spéléothème δ18O, mais considérons les effets de deux événements d’eau douce à travers la porte de l’Arctique (Fig 5C) (59) sur le climat local Le plus grand de ces événements d’eau douce, centré sur cIl y a 571 ka, s’est produit dans les incertitudes du modèle d’âge avec un épuisement distinctif de δ18O dans les deux modèles d’âge (Fig 5, A et B), ce qui rend probable que cet événement d’eau douce ait eu un effet rafraîchissant sur le climat local Le découplage entre les températures de surface de la porte de l’Arctique et de l’Atlantique nord subpolaire, qui est indiqué par l’appauvrissement en δ18O planctique dans la porte de l’Arctique (Fig. 5C) par rapport à une faible abondance continue de foraminifères polaires subpolaires de l’Atlantique Nord (Fig 5, D et F) et les SST inchangés (Fig 5, E et G) Un autre petit événement d’eau douce centré sur cIl y a 594 ka correspond également dans le temps à un petit épuisement du spéléothème δ18O dans le modèle d’âge orbitalement raffiné Quant à l’événement d’eau douce plus important, les enregistrements subpolaires de l’Atlantique Nord ne répondent pas

En conclusion, au cours des 800 000 dernières années, les cinq interglaciaires (MIS 13a-19c) avant le MBE sont considérés comme globalement plus froids que les six interglaciaires post-MBE (1) Malgré cela, les résultats de la modélisation suggèrent qu’une période de chaleur, plus élevée qu’à l’heure actuelle, a existé dans l’Arctique pendant le MIS 15a en raison de l’insolation estivale exceptionnellement élevée à cette époque (2, 3). La croissance du spéléothème pendant le MIS 15a dans le nord-est du Groenland, nécessitant ainsi la percolation des précipitations dans la grotte et donc un climat plus chaud et plus humide par rapport à aujourd’hui, confirme les résultats de la modélisation et l’idée que l’Arctique peut être anormalement chaud, même pendant un période de climat mondial relativement doux De telles découvertes n’empêchent pas, à ce stade, le dépôt de spéléothèmes pendant d’autres interglaciaires, que ce soit avant ou après l’EBM, et ne limitent pas la force motrice de l’augmentation de la chaleur à une forte insolation estivale uniquement. Le premier enregistrement de spéléothèmes de l’Arctique est important au regard des résultats présentés ici, qui a été utilisé comme un test important des résultats du modèle, confirmant un Arctique plus chaud et plus humide pendant le MIS 15a et donc des hétérogénéités régionales par rapport à l’état du climat mondial. En outre, la croissance continue du spéléothème dans le MIS 14 étend l’influence spatiale de la chaleur retardée qui existait au début de ce «glaciaire manquant» au-delà de l’est de l’Atlantique Nord.

La croissance des spéléothèmes pendant la MIS 15a-14 dans le nord-est du Groenland, indiquant un climat plus chaud et plus humide, était associée à une forte insolation estivale dans l’hémisphère Nord et à des concentrations atmosphériques de gaz à effet de serre relativement faibles Ces conditions aux limites, qui étaient plus comparables à celles du MIS 5e, sont différentes de ce qui est attendu dans le futur, jee, insolation estivale relativement faible dans l’hémisphère Nord et concentrations élevées de gaz à effet de serre Néanmoins, les résultats présentés ici mettent davantage en évidence la sensibilité de l’Arctique et, en particulier, du nord-est du Groenland à l’évolution des conditions aux limites et des états climatiques. Comme prévu pour l’avenir (18-20), les états climatiques plus chauds dans le passé ont entraîné un climat plus humide pour lequel l’humidité provenait probablement plus localement d’un océan ouvert sans glace

L’échantillon GD8-1 a été prélevé ex situ dans la grotte GD8 dans le nord-est du Groenland L’échantillon a été coupé en deux et deux plaques ont été prélevées comme test de reproductibilité Les deux dalles ont été polies pour éliminer les marques de coupe et améliorer la finition Des sous-échantillons pour la datation U-Th ont été forés à l’aide d’une perceuse à main dans une hotte à flux laminaire soigneusement nettoyée, utilisée exclusivement pour les échantillons de carbonate à faible concentration d’U. En raison de la faible concentration d’uranium et de la possibilité de lessivage, cette méthode a été préférée à la découpe de petits copeaux et au nettoyage dans un bain à ultrasons. La taille typique des échantillons était de 300 mg L’extraction et la purification de U et Th ont suivi des procédures de chimie standard (60) et ont été réalisées au laboratoire de géochimie isotopique de l’Université du Minnesota. Les échantillons ont été enrichis avec un traceur mélangé dilué 229Th-233U-236U pour permettre la correction du fractionnement instrumental et le calcul des concentrations et des rapports U et Th Les mesures ont été effectuées sur un spectromètre de masse à plasma à couplage inductif Thermo-Finnigan Neptune (61)

Les isotopes stables (δ18Ocalc et δ13Ccalc) ont été micro-fraisés à une résolution spatiale de 150 μm (dalle 1) et 200 μm (dalle 2) Des mesures ont été effectuées à l’Université d’Innsbruck sur un spectromètre de masse à rapport isotopique Thermo Fisher Scientific DeltaplusXL lié au GasBench II et mesurées par rapport à la norme NBS19 Les précisions analytiques de la norme sont 008 et 006 ‰ pour δ18Ocalc et δ13Ccalc, respectivement (1σ) (62)

Étant donné qu’un deuxième échantillon de spéléothème n’était pas disponible pour les tests de reproductibilité, nous avons choisi de découper deux plaques de GD8-1 comme meilleure étape suivante La dalle 1 a été traitée comme la dalle principale à partir de laquelle les échantillons de la plus haute résolution pour les isotopes stables et la datation ont été prélevés La dalle 2 a été traitée comme un test de base de la dalle 1 avec une analyse spatiale à plus faible résolution Dans l’incertitude, la dalle 2 reproduit de manière fiable les résultats de la dalle 1 (fig S3)

Quatre échantillons donnant des âges égaux ou proches de l’équilibre séculaire ont été obtenus pour la dalle 1 Deux d’entre eux étaient des âges finis dans l’incertitude du reste du modèle d’âge Les deux autres ont donné des âges d’équilibre séculaires dans l’incertitude Des incertitudes de mesure de plus haute précision sur ces deux échantillons qui ne croisent pas l’équilibre séculaire entraîneraient toujours des âges avec de très grandes incertitudes qui croisent le modèle d’âge

L’émulateur climatique (47) a été formé à l’aide de simulations d’instantanés GCM exécutées à l’aide du modèle climatique du centre britannique du Met Office Hadley (HadCM3) (64) avec des paramètres orbitaux variables, la concentration de CO2 atmosphérique et des calottes glaciaires, y compris un ensemble couvrant le dernier cycle glaciaire (51) L’émulateur a été forcé à une résolution de 1 ka par des changements orbitaux (65), un enregistrement composite du paléo-CO2 observé (66) et un enregistrement du niveau mondial de la mer reconstruit à l’aide d’un modèle de calotte glaciaire-climat unidimensionnel (67) La série résultante de la température globale et des champs de précipitations a ensuite été combinée pour fournir une simulation climatique «continue», et le climat au niveau de la grille dans laquelle se trouve la grotte, et la région environnante, a été examiné.

Lors des trois expéditions du GCP (2015 et 2019: région de Centrumsø / Grottedal, 802 ° N; 2018: Wegener Halvø, 71 ans7 ° N) (68), les eaux de surface et la glace des grottes ont été échantillonnées pour l’analyse de la composition isotopique de l’oxygène et de l’hydrogène À l’heure actuelle, la surveillance la plus proche des isotopes dans les précipitations a lieu à la Station Nord, à environ 180 km au nord et située sur la côte L’échantillonnage ponctuel des eaux de surface et de la glace des grottes sur les sites de terrain du GCP fournit ainsi des informations utiles sur la composition isotopique stable des précipitations météorologiques dans cette région.

Au total, 28 échantillons ont été collectés dans des flacons en verre de 2 ml avec bouchon à vis en plastique Dans la mesure du possible, les flacons ont été remplis complètement jusqu’au sommet afin qu’il ne reste aucune bulle Dans la mesure du possible, les échantillons ont été stockés dans un environnement frais ou réfrigérés à c4 ° C jusqu’à l’analyse

Les échantillons ont été analysés pour la composition isotopique à l’aide d’un instrument Picarro L2140-i CRDS La précision analytique est meilleure que 01 et 005 ‰ pour δ18O et δD (1σ), respectivement La normalisation a été réalisée à l’aide des solutions de référence VSMOW, Greenland Ice Sheet Project 2 (GISP2) et Standard Light Antarctic Precipitation (SLAP). Les résultats sont présentés sur la Fig 8 et tableau S2

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Groenland, Arctique, Gina E Moseley, Changement climatique, Grotte, Voyage dans le temps, Variabilité et changement climatique

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Source: https://advances.sciencemag.org/content/7/13/eabe1260

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