L’océan Arctique dans le contexte du réchauffement climatique 

Au cours des 40 dernières années, les données instrumentales indiquent que l’océan Arctique a enregistré des modifications climatiques importantes. Le réchauffement climatique, commencé à la fin des années 1970, s’est cependant fortement amplifié au cours de la dernière décennie [Comiso, 2006; Serreze et al. , 2007; Comiso et al., 2008; Deser and Teng, 2008; Drobot et al., 2008; Overland et al., 2008; Parkinson and Cavalieri, 2008; Stroeve et al. , 2008; Wang and Overland, 2009]. Ce réchauffement s’est traduit par une diminution marquée de la surface occupée par les glaces de mer avec notamment une disparition des glaces pérennes dans certains secteurs centraux de l’archipel arctique canadien (AAC) [Parkinson and Cavalieri, 2002; Atkinson et al., 2006]. En septembre 2007, par exemple, l’étendue du couvert de glace de mer de l’océan Arctique était environ 40% inférieure à celui de la période 1979-2006 mesurée à partir des données satellites [Comiso et al., 2008; Schweiger et al., 2008]. Les plus fortes diminutions ont été enregistrées au niveau de la mer de Beaufort, du détroit de Béring et des marges continentales sibériennes [Steele et al., 2008] indiquant une opposition marquée entre les secteurs orientaux et occidentaux de l’Arctique face aux effets de la tendance climatique actuelle. Les simulations climatiques indiquent que l’océan Arctique pourrait être libre de glace, au moins sur une base saisonnière, dans la deuxième moitié du 21 ième siècle [Zhang and Walsh, 2006; [PCC, 2007]. Des rétroactions positives du système atmosphère-océanglace de mer ont été proposées pour expliquer les anomalies climatiques décennales [Lindsay and Zhang, 2005; Kay et al., 2008]. L’émission anthropique de gaz à effet de serre tel que le CO2 est considérée comme un mécanisme majeur du réchauffement climatique [Vinnikov et al., 1999; Karl and Trenberth, 2003; Johannessen et al., 2004].Cependant, la grande majorité des changements climatiques récents a été associée aux forçages atmosphériques à grande échelle tels que l’oscillation arctique (OA) ou l’oscillation nordatlantique (ONA) [Hurrell, 1995; Thompson and Wallace, 1998; Deser et al., 2000; Dickson et al., 2000; Kwok, 2000; Rigor et al., 2002; Wallace and Thompson, 2002; Hurrell and James, 2003; Vavrus and Harrison, 2003; Zhang et al. , 2003; Rigor and Wallace, 2004; Steele et al., 2004; Steele and Ermold, 2004; Serreze et al., 2007; Ogi and Wallace, 2007, 2008]. La diminution du couvert de glace à la fin des années 1970 a, en effet, été synchrone avec une modification de la circulation atmosphérique à l’échelle hémisphérique. Cette modification s’est traduite par le passage de conditions anticycloniques associées à une phase négative de l’OA vers des conditions cycloniques correspondant à une phase positive de l’OA. Il est reconnu que l’impact de l’OA aux échelles annuelle, interannuelle et décennale se traduit par une importante structure dipolaire des conditions climatiques telle qu’observée au cours des dernières décennies entre les secteurs occidentaux et orientaux de l’océan Arctique [Rigor et al., 2002; Vavrus and Harrison, 2003; Zhang et al., 2003]. Cependant, les données instrumentales ne couvrent tout au plus que les 40 dernières années rendant difficile l’interprétation et la compréhension des mécanismes responsables du réchauffement climatique observé. En particulier, le recul temporel des données mesurées n’est généralement pas suffisant pour replacer le contexte actuel dans une variabilité naturelle du climat à des échelles séculaires ou millénaires. Le développement de traceurs paléoclimatiques tels que les traceurs dendroclimatiques et géochimiques enregistrés dans les coraux, les carottes de glace ou les spéléothèmes, les traceurs micropaléontologiques (kystes de dinoflagellés, foraminifères, coccolithes, diatomées, radiolaires, pollen) ou les biomarqueurs ont pennis de dépasser les limites temporelles des données instrumentales. Par exemple, les températures de surface lors du dernier maximum glaciaire ont été reconstruites à partir de fonctions de transfert appliquées aux assemblages de kystes de dinoflagellés, de foraminifères et de diatomées (projet MARGO). Cette démarche a pennis de tester la capacité des modèles de circulation générale couplés atmosphère-océan à reproduire des conditions climatiques différentes des conditions modernes (projet PMIP ) . Cependant, le dernier maximum glaciaire représente des conditions climatiques généralement extrêmes en relation avec les paramètres orbitaux de la Terre. L’Holocène (les 10 000 dernières années) est en revanche une période adéquate pour replacer le contexte climatique actuel dans une perspective à plus long tenne. En effet, l’Holocène, bien que marqué par des évènements climatiques relativement abrupts (événement à 8.2 ka, hypsithermal, Petit-Âge glaciaire, optimum médieval), correspond à une période géologique de transition relativement stable, pendant laquelle les conditions climatiques peuvent être comparées avec les conditions modernes en isolant les facteurs anthropiques. Depuis le milieu des années 1990, plusieurs études basées sur des traceurs micropaléontologiques à partir de carottes sédimentaires marines ont fourni des reconstitutions quantitatives des conditions de surface dans J’océan Arctique durant l’Holocène [de Vemal et al., 1994, 1997,2001 , 2005b, 2008; Kunz Pirrung et al. , 2001; Levac et al., 200 1; Koç and Jansen, 2002; Bauch and Polyakova, 2003; Andersen et al. , 2oo4a, 2004b; Polyakova et al., 2004, 2005; de Vernal and Hillaire-MarceL, 2006; Klyuvitkina et al., 2006; Rochon et al., 2006; Justwan et al., 2008; Knudsen et al., 2008; McKay et al. , 2008; Olyunina et al., 2008; Ran et al., 2008; Richerol et al. , 2oo8b; Schell et al., 2008; Ren et al., 2009; Scott et al., 2009]. La synthèse de ces études indique une nette opposition des conditions de surface entre l’Ouest et l’Est de l’Arctique au cours de l’Holocène. Plus précisément, une tendance aux anomalies négatives du couvert de glace dans l’Est, mais des anomalies positives dans l’Ouest sont indiquées au début de l’Holocène, tandis que la tendance inverse est enregistrée au cours de l’Holocène moyen à récent. Cette structure climatique dipolaire durant l’Holocène est similaire à l’impact de l’OA. En dépit des études précédemment citées, les reconstitutions paléocéanographiques sur une base quantitative n’ont encore jamais été réalisées le long de l’axe principal du passage du Nord-Ouest (APPNO), dans l’AAC. Or, cette région joue un rôle essentiel dans l’exportation des flux d’eau douce et de glace vers l’Atlantique Nord [Dickson etaI., 2007]. La marge continentale de l’ ACC représente plus de 20% de la surface totale des marges continentales de l’Arctique [Jakobsson, 2002; 2004] connectant la mer de Beaufort à la baie de Baffin. La production primaire annuelle est estimée à 55 Mt C a-Isoit 1/3 de la production primaire totale des marges continentales de l’océan Arctique [Vinogradov et al. , 2000; Michel et al., 2006]. Ces caractéristiques font de l’AAC une région unique pour étudier et mieux comprendre le gradient climatique est-ouest.

L’archipel arctique canadien et l’axe principal du passage du Nord-Ouest 

L’AAC est composé de nombreuses îles séparées par des chenaux creusés par l’érosion fluviatile et glaciaire durant le Quaternaire. Par conséquent, plus de la moitié des chenaux dans l’ AAC a des profondeurs inférieures à 200 f1l [Prinsenberg and Bennett, 1987; Jakobsson, 2002, 2004; McLaughlin et al., 2004]. Seule la région du détroit de Lancaster, sous contrôle structural lors de la formation de la baie de Baffin, enregistre des profondeurs supérieures à 500 m [Prinsenberg and Bennett, 1987; Okulitch and Trettin, 1991]. D’ est en ouest, l’APPNO traverse les détroits de Lancaster, Barrow, Victoria et Dease en passant entre les îles du Prince de Galles et de Somerset (Fig. 1). Les conditions de glace sont relativement sévères le long de l’APPNO, et, de novembre à mai, toute la région est généralement couverte par la glace [Parkinson et al., 1999]. Le couvert minimum de glace est observé au début du mois de septembre avec plusieurs chenaux ouverts, à l’exception de la partie centrale de l’APPNO où des bouchons de glace épais se forment [Parkinson and Cavalieri, 2002; Howell et al. , 2008]. Les glaces nouvelles (de 1 ière année) couvrent l’ essentiel de l’AAC, et sont particulièrement développées dans la partie ouest, tandis que les glaces anciennes (plusieurs années) et épaisses occupent les chenaux centraux de l’archipel.

L’ APPNO représente dans l’AAC un des conduits principaux d’ exportation des eaux et de glace de mer de l’ouest de l’ Arctique vers l’Atlantique Nord. En raison de la structure bathymétrique de l’archipel et hormis la région du détroit de Lancaster, la colonne d’eau ne contient peu ou pas d’eau Atlantique. La majeure partie de la colonne d’eau de l’AAC est composée d’ une couche de mélange saisonnière et d ‘ une halocline Pacifique relativement complexe et variable [Jones et al., 2003; Woodgate et al. , 2005; Steele et al., 2008]. L’halocline supérieure comporte une masse d’eau relativement chaude et peu salée issue du courant de côte Alaskien (influencée par les rivières Yukon et Mackenzie), et repose sur une masse d’eau plus froide et plus salée provenant de la partie plus centrale du détroit de Béring. L’halocline inférieure est composée d’une masse d’eau froide et salée se formant en hiver et particulièrement riche en nutriments. Dans l’AAC, la circulation de surface s’ effectue d’ouest en est, et les entrées d’eau provenant du bassin du Canada se font  principalement par le golfe d’Amundsen et le détroit de M’Clure. Or, la structure de l’halocline, c’est-à-dire l’importance relative des différentes masses d’eau qui la composent, dépend non seulement du secteur géographique considéré, mais aussi des phases de l’OA. Cette eau Pacifique, relativement peu salée par rapport à l’eau Atlantique sous-jacente est régulièrement intégrée dans les bilans d’eau douce de l’océan Arctique [Dickson et al. , 2007; Carmack et al., 2008]. Récemment, Dickson et al., (2007) ont estimé que l’exportation d’eau douce à travers l’AAC était d’environ 100 mSv soit environ la totalité des précipitations annuelles dans l’océan Arctique. Bien que ces estimations soient variables, en particulier suivant les composantes d’eau douce prise en compte (voir par exemple les estimations de [Serreze et al. , 2006]), il n’en demeure pas moins que l’ AAC joue un rôle fondamental dans l’exportation d’eau douce de l’ouest de l’Arctique vers l’Atlantique Nord. Dans un contexte de réchauffement climatique, une augmentation des flux d’eau douce à travers l’AAC pourrait altérer les processus convectifs dans la mer du Labrador. Plusieurs études suggèrent une augmentation des flux d’eau douce à travers l’AAC au cours des prochaines décennies [Haak et al., 2005; Holland et al., 2006; Koenigk et al., 2007]. Selon Haak et al. (2005), d’ici à la fin du 2lième siècle, l’augmentation des flux d’eau douce à travers l’AAC pourrait être de 75%. Or, Coosse et al. (1997) indiquent que si l’AAC devenait libre de glace la circulation thermohaline Atlantique pourrait être réduite de 10%, tandis que Wadley and Bigg (2002) estiment cette diminution à 35%.

Dans ce contexte, mieux comprendre la variabilité naturelle du climat de l’Arctique a été un des fondements de cette recherche. Cette dernière s’est attachée à savoir si les conditions climatiques actuelles, notamment la fonte du couvert de glace, sont le signe de conditions irréversibles ou simplement la manifestation d’une fluctuation climatique s’inscrivant dans une variabilité naturelle du climat à plus grande échelle. L’objectif premier de cette thèse a été de comprendre pourquoi l’Ouest de l’Arctique se réchauffe plus vite que l’Est en essayant de mieux comprendre la nature du gradient climatique est-ouest et sa variabilité au cours de l’Holocène.

Pour ce faire, trois carottes sédimentaires ont été échantillonnées le long de l’APPNO suivant un transect est-ouest au niveau des détroits de Lancaster, de Barrow et de Dease. La technique des analogues modernes [de Vernal et al., 2001 , 2005 a; Guiot and de Vernal, 2007] a été appliquée aux assemblages de kystes de dinoflagellés, permettant ainsi une reconstitution quantitative des paramètres de surface (température, salinité, durée du couvert de glace) au cours de l’Holocène le long de l’APPNO.