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2.6 : Le cycle de Wilson - Géosciences


Le cycle de Wilson porte le nom de J. Tuzo Wilson qui l'a décrit pour la première fois en 1966 [24], et il décrit l'origine et l'éclatement en cours des supercontinents, tels que la Pangée et la Rodinia [77]. Les scientifiques ont déterminé que ce cycle fonctionnait depuis au moins trois milliards d'années et peut-être plus tôt.

Il existe un certain nombre d'hypothèses sur le fonctionnement du cycle de Wilson. Un mécanisme propose que le rifting se produit parce que les plaques continentales reflètent beaucoup mieux la chaleur que les plaques océaniques [78]. Lorsque les continents se rassemblent, ils renvoient une plus grande partie de la chaleur de la Terre dans le manteau, générant des courants de convection plus vigoureux qui déclenchent ensuite le processus de rupture continentale [79].

Certains géologues pensent que les panaches du manteau sont des vestiges de ces périodes d'augmentation de la température du manteau et d'upwelling de convection et les étudient pour trouver des indices sur l'origine du rifting continental. Le mécanisme derrière la façon dont les supercontinents sont créés est encore largement un mystère. Il existe trois écoles de pensée sur ce qui continue d'éloigner les continents et de les rapprocher finalement. L'hypothèse de poussée de crête suggère qu'après l'événement de rifting initial, les plaques continuent d'être écartées par les centres d'étalement médio-océaniques et leurs courants de convection sous-jacents. Slab-pull propose que les plaques soient séparées par des plaques descendantes dans les zones de subduction des marges océano-continentales [80]. Une troisième idée, le glissement gravitationnel, attribue le mouvement aux forces gravitationnelles tirant les plaques lithosphériques vers le bas des dorsales médio-océaniques élevées et à travers l'asthénosphère sous-jacente [81]. Les preuves actuelles semblent soutenir la traction de la dalle plus que la poussée de la crête ou le glissement gravitationnel.

Les références


Trond Helge Torsvik

L'Atlantique nord-est comprend des exemples archétypaux de marges volcaniques rift. Vingt-cinq ans après la dernière étape ODP (Ocean Drilling Program) sur ces marges volcaniques, les raisons de la fonte excessive sont toujours contestées avec au moins trois hypothèses concurrentes en cours de discussion. Nous proposons une nouvelle campagne de forage qui limitera le calendrier, les taux de volcanisme et les mouvements verticaux des marges riftées. Cela nous permettra de paramétrer des modèles géodynamiques permettant de distinguer les hypothèses. De plus, les données dérivées du forage nous aideront à comprendre le rôle du magmatisme de débâcle en tant que moteur potentiel du maximum thermique paléocène-éocène (PETM) et son influence sur la circulation océanographique dans la phase la plus précoce de la formation de l'océan Atlantique nord-est. S'attaquer à ces questions avec une nouvelle campagne de forage dans la région de l'Atlantique Nord-Est fera progresser notre compréhension des interactions à long terme entre la tectonique, le volcanisme, l'océanographie et le climat et le fonctionnement des écosystèmes et du climat nordiques subpolaires pendant les périodes de chaleur extrême.

Résumé L'origine des Grandes Provinces ignées (LIP) associées à la dislocation continentale et à la reconstruction de continents plus anciens que c. 320 millions d'années (avant la Pangée) sont des problèmes de recherche controversés. Ici, nous étudions la pétrologie d'un complexe de dykes de dolérite de 615 à 590 Myr qui a pénétré les bassins du rift de la marge riche en magma de la Baltica et qui est maintenant exposé dans les Calédonides scandinaves. Ces dykes font partie de la Province magmatique du Japet central (CIMP), un PLI mis en place à Baltica et Laurentia lors de l'ouverture du cycle de Wilson calédonien. Le complexe de dykes de >1000 km de long présente une zonation géochimique latérale allant des compositions basaltiques enrichies à appauvries du sud au nord. La modélisation géochimique des éléments majeurs et traces montre que ces compositions s'expliquent le mieux par la fonte du manteau chaud à 75-250°C au-dessus du manteau ambiant. Bien que les solutions de modélisation des éléments traces ne soient pas uniques, la meilleure explication consiste à faire fondre un panache mantellique zoné latéralement avec des lithologies de péridotite enrichies et appauvries, similaires à l'Islande actuelle et à la province ignée de l'Atlantique Nord. L'origine du CIMP semble avoir impliqué plusieurs panaches du manteau. Cela s'explique mieux si le rifting et le magmatisme de rupture coïncidaient avec des zones de génération de panache aux marges d'une grande province à faible vitesse d'onde de cisaillement (LLSVP) à la limite du manteau central. Si les LLSVP sont quasi-stationnaires dans le temps comme le suggèrent les modèles géodynamiques récents, le CIMP fournit un guide pour reconstruire la paléogéographie de Baltica et Laurentia il y a 615 millions d'années jusqu'au LLSVP maintenant positionné sous l'océan Pacifique. Nos résultats fournissent un stimulus pour l'utilisation des LIP comme points de perçage pour les reconstructions de plaques.

Après >500 Ma d'absence, des glaciations majeures de l'hémisphère nord sont apparues au cours du Plio-Pléistocène, avec le Groenland en tête d'autres régions du nord. Ici, nous proposons que trois processus majeurs de la Terre solide sous-tendent l'accumulation de la calotte glaciaire du Groenland. Tout d'abord, une impulsion manteau-panache, responsable de la province ignée de l'Atlantique Nord à

60 Ma, aminci régionalement la lithosphère. Les impulsions plus jeunes du panache ont entraîné un soulèvement, qui s'est accéléré à

5 Ma, soulevant les parties de la marge orientale du Groenland les plus proches de l'Islande à des altitudes de plus de 3 km au-dessus du niveau de la mer. Deuxièmement, la reconstruction tectonique des plaques montre une

Composante de 6° vers le nord du mouvement du Groenland par rapport au manteau depuis

60 Ma. Troisièmement, une rotation simultanée vers le nord de l'ensemble du manteau et de la croûte vers le pôle, appelée True Polar Wander (TPW), a contribué à une

12° de changement de latitude. Ces processus géodynamiques mondiaux ont préconditionné le Groenland pour soutenir une glaciation à long terme, soulignant le rôle des processus de la Terre solide dans la conduite des transitions climatiques mondiales à long terme.

L'activité magmatique (0-16 Ma) en Islande est liée à un panache mantellique profond qui est actif depuis 62 Ma. Les basaltes islandais et nord-est de l'Atlantique contiennent des proportions variables de deux composants enrichis, interprétés comme une croûte océanique recyclée fournie par le panache, et un manteau lithosphérique sous-continental dérivé des marges continentales voisines. Une zone restreinte dans le sud-est de l'Islande - et en particulier le volcan Öræfajökull - est caractérisée par une composante de manteau enrichi unique (de type EM2) avec des teneurs élevées en 87Sr/86Sr et 207Pb/204Pb. Ici, nous démontrons par la modélisation des abondances Sr–Nd–Pb et des rapports isotopiques que les fontes primitives d'Öræfajökull auraient pu assimiler 2 à 6 % de la croûte continentale sous-jacente avant de se différencier en fontes plus évoluées. À partir de l'inversion des données d'anomalie de la gravité (épaisseur de la croûte), de l'analyse des données magnétiques régionales et des reconstructions de plaques, nous proposons que la croûte continentale sous le sud-est de l'Islande fait partie d'une extension de ∼350 km de long et de 70 km de large du microcontinent Jan Mayen. (JMM). Le JMM étendu était marginal à l'Est du Groenland mais détaché à l'Éocène inférieur (entre 52 et 47 Mya) par l'Oligocène (27 Mya), toutes les parties du JMM sont définitivement devenues une partie de la plaque eurasienne à la suite d'un saut de crête vers l'ouest en direction de le panache d'Islande.

  • Torsvik, Trond Helge et Cocks, Robin (2017). Histoire de la Terre et Paléogéographie. La presse de l'Universite de Cambridge. ISBN 978-1-107-10532-4. 317 s.
  • Tegner, Christian Andersen, Torgeir Bjørge Kjøll, Hans Jørgen Brown, Eric L. Hagen-Peter, Graham Corfu, Fernando Planke, Sverre & Torsvik, Trond Helge (2021). Une origine de panache mantellique pour le complexe de dykes scandinaves : un « point de perçage » pour la reconstruction de plaques de 615 Ma de Baltica?. Afficher le résumé

L'origine des Grandes Provinces ignées (LIP) associées à la dislocation continentale et à la reconstruction de continents plus anciens que c. 320 millions d'années (avant la Pangée) sont des problèmes de recherche controversés. Ici, nous étudions la pétrologie d'un complexe de dykes de dolérite de 615 à 590 Myr qui a pénétré les bassins du rift de la marge riche en magma de la Baltica et qui est maintenant exposé dans les Calédonides scandinaves. Ces dykes font partie de la Province magmatique du Japet central (CIMP), un PLI mis en place à Baltica et Laurentia lors de l'ouverture du cycle de Wilson calédonien. Le complexe de dykes de >1000 km de long présente une zonation géochimique latérale allant de compositions basaltiques enrichies à appauvries du sud au nord. La modélisation géochimique des éléments majeurs et traces montre que ces compositions s'expliquent le mieux par la fonte du manteau chaud à 75-250°C au-dessus du manteau ambiant. Bien que les solutions de modélisation des éléments traces ne soient pas uniques, la meilleure explication consiste à faire fondre un panache mantellique zoné latéralement avec des lithologies de péridotite enrichies et appauvries, similaires à l'Islande actuelle et à la province ignée de l'Atlantique Nord. L'origine du CIMP semble avoir impliqué plusieurs panaches du manteau. Ceci est mieux expliqué si le rifting et le magmatisme de rupture coïncidaient avec des zones de génération de panache aux marges d'une grande province à faible vitesse de cisaillement (LLSVP) à la limite du manteau central. Si les LLSVP sont quasi-stationnaires dans le temps comme le suggèrent les modèles géodynamiques récents, le CIMP fournit un guide pour reconstruire la paléogéographie de Baltica et Laurentia il y a 615 millions d'années jusqu'au LLSVP maintenant positionné sous l'océan Pacifique. Nos résultats fournissent un stimulus pour l'utilisation des LIP comme points de perçage pour les reconstructions de plaques.

Hyperextension dans les domaines pauvres et riches en magma le long de la marge passive pré-calédonienne de Baltica Torgeir B. Andersen, Johannes Jakob, Hans-Jørgen Kjøll, Orlando Quintela, Fernando Corfu, Trond H. Torsvik, 1)Christian Tegner, 2) Loïc Labrousse et 3) Geoffroy Mohn CEED, Univ. Oslo 1)Århus Univ. 2)Sorbonne Univ, ISTeP-Paris 3)Univ. Cergy-Pontoise Email : [email protected] La marge rifting baltique pré-calédonienne a été décrite comme un coin effilé avec un magmatisme croissant vers la transition océan-continent (OCT), et avec une structure essentiellement similaire sur toute sa longueur. Il est cependant bien connu que les marges passives peuvent être complexes, avec des évolutions de segments différentes et diachrones le long et à travers la grève. Les nappes baltiques des Scandes conservent une complexité proche des marges modernes, comprenant un PTOM, un micro-continent et des éclats continentaux, des bassins océaniques hyperétendus à embryonnaires ainsi qu'un important segment riche en magma. La marge était de plusieurs centaines, probablement jusqu'à 1500 km de large, avant que ses parties distales ne soient affectées par la convergence entre

480 et 450 Ma. Ses vestiges, surimprimés par les tissus scandiens et antérieurs ainsi que l'extension tardive/post-orogénique, se trouvent maintenant à des niveaux structuraux bas à moyens dans la ceinture montagneuse. Les parties proximales comprennent des bassins de rift continentaux à marins avec des dépôts syn- à post-rift du Cryogénien supérieur, de l'Édiacarien et du Paléozoïque inférieur. Ses vestiges comprennent également des éclats continentaux, des sédiments à grains grossiers à fins ainsi que des dépôts marins profonds. Un changement majeur dans la structure des nappes se produit à travers une zone transversale NW-SE parallèle à une structure de socle fondamentale au sein de Baltica, le front Sveconorwegian. Les changements les plus importants à travers ce linéament sont : 1) la coïncidence avec la terminaison NE du complexe de nappes Jotun-Lindås-Dalsfjord, interprété comme le microcontinent Jotun-Lindås-Dalsfjord (JMC) et 2) la transition de la zone riche en magma segment dans le NE au segment hyperétendu et pauvre en magma dans le SW. Cette dernière possède de nombreuses (>100) méta-péridotites solitaires et serpentinites détritiques (certaines fossilifères). Les fragments de manteau avec des brèches à ophicalcite ont été mis en place de manière tectonique et sont principalement recouverts de sédiments de bassin profond et de brèches et de conglomérats locaux. Cette unité « mixte » (mélange) a été localement affectée par le métasomatisme pré-calédonien et recoupée par des gabbros et des granitoïdes (à

487±1 à 471±2 Ma) ce magmatisme se traduit également par des zircons clastiques (>468 Ma) présents dans les sédiments. D'autres caractéristiques importantes sont les éclats de sous-sol de la Baltique (jusqu'à 40 x 1,5 km). Le segment sud-ouest pauvre en magma est recouvert par un énorme complexe de nappes de couverture et de socle, qui, après le rifting, mais avant la collision scandinave, était positionné à l'extérieur du domaine hyperétendu en tant que microcontinent Jotun-Lindås-Dalsfjord (JMC). Les parties distales du JMC à Atløy, ont des dykes mafiques et des laves dans le Gp de Høyvik, et ont été affectées par des événements du début de la Calédonie. Le segment de marge SW était

Long de 400 km, hyper étendu et pauvre en magma, et a reçu des sédiments jusqu'à l'Ordovicien moyen (et peut-être jusqu'au début de l'orogenèse scandienne du Silurien moyen ?). Le segment nord-est riche en magma contient également des péridotites du manteau et des serpentinites détritiques (localement avec des fossiles), mais sa caractéristique la plus importante est le complexe de dykes scandinaves (SDC) faisant partie d'un

615-595 Ma Grande Province ignée qui a probablement contribué à l'ouverture de l'océan Japet. Dans le segment SW, il n'y a jusqu'à présent aucune preuve de magmatisme protérozoïque tardif, mais le socle baltique a été localement tronqué par des dykes mafiques à

850 à 830 Ma et 615 Ma. Le segment SW pauvre en magma, à l'intérieur du JMC, a formé un bassin de croûte de transition s'ouvrant sur un bassin océanique, similaire au système de rift nord-atlantique actuel entre l'Irlande et les rubans Hatton-Rockall. La marge de la Baltique a probablement son meilleur analogue moderne dans les marges nord-atlantique et norvégienne-groenlandaise.

Un complexe de digues spectaculaire est étonnamment bien conservé le long de c. 1000 km dans les nappes calédoniennes du centre et du nord de la Scandinavie. Ce complexe de dykes a été initialement mis en place dans des bassins sédimentaires continentaux le long de la marge riftée de la Baltica, il fait partie de la province magmatique de Iapetus central (CIMP), et il a des âges U-Pb de 615 à 590 Ma. Pour contraindre son origine et potentiellement guider les reconstructions de plaques de Baltica, nous avons : (1) revisité les complexes de dykes des montagnes Ottfjället, Sarek, Kebnekaise, Tornetrask et Indre Troms de Suède et de Norvège (2) produit de nouvelles données géochimiques publiées et compilées (3) des sources mantelliques modélisées et la dynamique de fonte et (4) des reconstructions étendues de la paléoposition de Baltica jusqu'à 600 Ma. L'ensemble de données compilé comprend c. 600 analyses qui forment une suite cohérente dominée par le ferrobasalte tholéiitique, mais comprenant des basaltes alcalins dans la partie centrale. Les dykes tholéiitiques présentent des variations latérales de l'enrichissement géochimique (p. Notre modélisation pétrologique suggère la fusion du manteau asthénosphérique impliquant au moins deux compositions de sources à des températures élevées d'environ 100 °C au-dessus du manteau ambiant, ce qui correspond à la fusion d'un panache de manteau zoné provenant d'une zone de génération de panache à la limite noyau-manteau. Si la position de la zone actuelle de génération de panache dans le Pacifique peut être considérée comme stationnaire jusqu'à 600 Ma, nous pensons que le complexe de dykes scandinaves peut être utilisé pour guider les reconstructions de plaques.

La marge calédonienne de la Baltica formée par la rupture continentale de Rodinia à la fin du Protérozoïque jusqu'à l'Édiacaran. À l'exception de l'essaim de dykes près d'Egersund dans le sud-ouest de la Norvège, le socle fennoscandien, y compris les fenêtres du socle autochtones le long de l'axe de la ceinture montagneuse, a été peu affecté par le magmatisme associé à la débâcle. Les parties distales étaient cependant fortement atténuées, hyper-étendues et un segment long de 1000 km, intensément pénétré par une Grande Province Ignée (LIP), le LIP Pré-Calédonien (PC-LIP). Ici, nous donnons un aperçu de notre travail en cours depuis les vestiges de la marge. Plus de détails sur plusieurs aspects de l'évolution de la marge sont présentés par les co-auteurs. Nous présentons ici un modèle régional pour la marge pré-calédonienne suggérant qu'elle était très complexe et comprenait un ou plusieurs éclats micro-continentaux et à la fois un domaine hyperétendu et pauvre en magma avec une ou des transitions vers des domaines de marge océaniques embryonnaires et riches en magma atténués. . Le magmatisme PC-LIP lié à la rupture a duré d'environ 615 à 570 Ma, mais l'activité la plus intense semble avoir été à

600 Ma. Nos travaux en cours suggèrent que l'impact d'un panache mantellique sur la lithosphère continentale édiacarienne était associé à une anomalie de température de

100oC, provoquant une fonte généralisée de l'asthénosphère et une intrusion de dykes de la croûte continentale et des sédiments de la marge. Nous suggérons que la marge pré-calédonienne du Japet conservé dans les Scandes comprend la plupart des éléments des marges continentales passives, et qu'elle représente probablement l'un des analogues de terrain les mieux exposés pour les parties les plus profondes et les moins connues des marges passives.

La marge pré-calédonienne de la Baltica formée par le rifting et la rupture continentale éventuelle de Rodinia à la fin du Protérozoïque jusqu'à l'Édiacaran. A l'exception du ca. Un essaim de dyke de dolérite de 615 Ma près d'Egersund dans le sud-ouest de la Norvège, le socle fennoscandien, y compris les fenêtres du socle majoritairement autochtones en Scandinavie occidentale (Lofoten, région du Gneiss occidental, etc.) en haut. Les parties distales de la marge étaient cependant fortement atténuées, hyper étendues et dans un segment de plus de 1000 km de long, intensément intrusé par une Grande Province Ignée (LIP) liée à la dislocation, appelée ici le Pré-Calédonien. LIP (PC-LIP). Dans cette présentation, nous donnons un aperçu de nouveaux résultats et observations ainsi que des travaux en cours d'une grande partie de l'empilement de nappes des Calédonides scandinaves contenant les vestiges de la marge pré-calédonienne. Plus de détails sur plusieurs aspects de l'évolution de la marge pré-calédonienne sont présentés par les collaborateurs lors de cette réunion. Sur la base de nos travaux récents et de certains travaux antérieurs, nous proposons un modèle paléogéographique régional pour la marge passive pré-calédonienne telle qu'elle a évolué de l'Édiacarien à la fin du Cambrien au début de l'Ordovicien, lorsque l'océan Iapetus a commencé à se fermer. Nous suggérons que l'architecture de la marge distale était très complexe et comprenait des éclats micro-continentaux et un domaine hyper-étendu pauvre en magma avec transition(s) vers des domaines de marge passive océaniques embryonnaires et riches en magma hautement atténués. Le magmatisme PC-LIP lié à la rupture a duré d'environ 615 à 570 Ma, mais la mise en place de dyke la plus intense semble avoir été d'environ 600 Ma. Nos études de pétrologie structurale et métamorphique en cours, combinées à la géochronologie, aux analyses géochimiques et à la modélisation pétrologique suggèrent que l'impact d'un panache du manteau sur la lithosphère continentale d'Édiacarien peut avoir été associé à une anomalie de température pouvant atteindre 100oC, provoquant une fonte généralisée de l'asthénosphère comme ainsi que la génération de fonte partielle dans des parties fortement atténuées et intensément intrusives de digues de la croûte continentale et des sédiments de la marge. Nous sommes d'avis que les roches de la marge distale pré-calédonienne du Japet, telles qu'elles sont conservées dans les nappes des Calédonides scandinaves, préservent la plupart des éléments de larges marges passives, et qu'elles représentent probablement l'un des analogues de terrain les mieux exposés pour les plus profonds et les moins connus. parties des marges passives.

Nous présentons de nouvelles données paléomagnétiques de la fin du Miocène aux laves récentes de l'île Maurice dans le sud-ouest de l'océan Indien (20,3°S, 57,6°E). L'île est un volcan bouclier qui s'est formé sur le hotspot de la Réunion et est composé de trois séries temporellement distinctes de laves basaltiques : la Série Ancienne (4,7-8,9 Ma), la Série Intermédiaire (1,7-3,5 Ma) et la Série Jeune ( 0-1 Ma). Des échantillons de carottes orientées ont été collectés sur 36 sites d'échantillonnage couvrant les trois séries de lave. Les analyses magnétiques des roches indiquent que les porteurs de rémanence dans ces basaltes sont des titanomagnétites à domaine unique avec des degrés variables d'oxydation à haute température. Près de la moitié des sites présentaient des surimpressions magnétiques omniprésentes transmises par la foudre. Néanmoins, dans presque tous les cas (35 sites), nous avons pu isoler les directions de rémanence caractéristiques (primaires) grâce à des expériences détaillées de démagnétisation thermique et en champ alternatif, en utilisant l'analyse en composantes principales des données de démagnétisation et l'analyse des cercles de remagnétisation. Des directions de polarité normale et inverse ont été observées, la direction moyenne des laves magnétisées inversement (15 sites, D = 189,2°, I = 44°, a95 = 5,3°) étant plus raide que et ca. 9° d'antiparallèle par rapport à la direction moyenne des flux de polarité normale (20 sites, D = 1,1°, I = -37,3°, a95 = 6,9°). Les directions normale et inverse moyennes donnent un test d'inversion négatif qui est juste significatif au niveau de probabilité de 5 % (P = 4,5 %). Cependant, lorsque notre nouvel ensemble de données est combiné avec des résultats paléomagnétiques précédemment publiés à Maurice, la différence entre la direction moyenne normale et l'antipode de la moyenne inverse n'est pas significative au niveau de 5 %, ce qui donne un test d'inversion positif. Le pôle paléomagnétique correspondant à l'ensemble de données de polarité combinée à l'exclusion des directions de transition (86,7°N, 186,2°E, A95 = 3,5°, n = 32) est légèrement éloigné, mais la différence entre sa position et le pôle géographique n'est pas statistiquement important. Les estimations de la variation paléoséculaire (PSV) et de l'anomalie d'inclinaison (Sb = 11°, DI = -2°) sont en bon accord avec les résultats des études PSV des laves récentes ayant éclaté aux basses latitudes. Les implications de nos nouveaux résultats pour la structure du champ géomagnétique moyen dans le temps et la dépendance de la latitude du PSV seront discutées.


Ce que signifient des résultats anormaux

Des taux élevés de FSH chez les femmes peuvent être présents :

  • Pendant ou après la ménopause, y compris la ménopause prématurée
  • Lors d'un traitement hormonal
  • En raison de certains types de tumeurs de l'hypophyse
  • En raison du syndrome de Turner

De faibles taux de FSH chez les femmes peuvent être présents en raison de :

  • Avoir un poids très insuffisant ou avoir récemment perdu du poids rapidement
  • Ne pas produire d'œufs (pas d'ovulation)
  • Certaines parties du cerveau (l'hypophyse ou l'hypothalamus) ne produisent pas des quantités normales de certaines ou de toutes ses hormones
  • Grossesse

Des niveaux élevés de FSH chez les hommes peuvent signifier que les testicules ne fonctionnent pas correctement en raison de :

  • Âge avancé (ménopause masculine)
  • Dommages aux testicules causés par l'abus d'alcool, la chimiothérapie ou la radiothérapie
  • Problèmes avec les gènes, tels que le syndrome de Klinefelter
  • Traitement aux hormones
  • Certaines tumeurs de l'hypophyse

De faibles niveaux de FSH chez les hommes peuvent signifier que certaines parties du cerveau (l'hypophyse ou l'hypothalamus) ne produisent pas des quantités normales de certaines ou de toutes ses hormones.

Des niveaux élevés de FSH chez les garçons ou les filles peuvent signifier que la puberté est sur le point de commencer.


Matériels et méthodes

Échantillon de matériel et traitement.

Un total de 340 échantillons du site IODP U1313 [41°0′N, 32°57′W, 3 426 m de profondeur d'eau (34)] ont été utilisés, prélevés le long de l'épissure principale à bord du navire de 131,06 à 114,12 m de profondeur composite (mcd), couvrant l'intervalle de 2,76 à 2,41 Ma (MIS G7 à 95) suivant le modèle d'âge de réf. 30. Notre résolution de base a été obtenue à l'aide d'échantillons espacés de 8 cm (résolution temporelle de ∼1 500 y), mais les mesures ont été effectuées à une résolution plus élevée sur les terminaisons glaciaires (espacement de 4 cm, ∼750 y), interglaciaires MIS G7, G1 , et 101 (espacement de 4 cm à 2 cm, ∼750 à 375 y), et glaciaire MIS 100 (espacement de 2 cm, 375 y). De plus, sept échantillons de la section supérieure du site IODP U1313 [« échantillons les plus récents » 0 à 0,25 mcd, correspondant à ∼0 à 7 ka (62)] et neuf échantillons de carotte supérieure (∼33°5′N–41 °2′N, 28°1′W–36°1′W, ∼2 600 à 3 500 m de profondeur d'eau) du N/R Maria S. Merian, la campagne MSM58 (63) ont été étudiées pour assurer la validité globale de notre approche, comme le carbonate benthique extrait de ces échantillons devrait refléter les conditions modernes des eaux profondes (Annexe SI, article S4.2). Ces échantillons ont été traités avec exactement la même méthodologie (comme indiqué ci-dessous) appliquée au MIS G7 à 95 échantillons du site IODP U1313 (meilleures estimations du niveau de la mer [sl-conIG]) sauf indication contraire.

Une moyenne de 12 spécimens du foraminifère benthique O. umbonatus ont été prélevés dans la fraction de sédiments séchés >150-μm de chaque échantillon. Pour l'analyse combinée du δ 18 O et du Mg/Ca, les tests ont été ouverts et deux fractions ont été prélevées sur ce seul groupe d'individus (environ un tiers du groupe a été utilisé pour le 18 O et les deux tiers pour l'analyse Mg/Ca) . Nous avons sélectionné les espèces O. umbonatus pour notre étude pour quatre raisons. Premièrement, il est tamponné contre l'influence des changements dans les ions carbonates de l'eau de mer (64) (c'est-à-dire le pH des grands fonds). Deuxièmement, il montre une faible sensibilité aux variations temporelles de Mg/Casw (35). Troisièmement, ses grandes chambres sont plus faciles à nettoyer pour l'analyse Mg/Ca que d'autres taxons, et quatrièmement, il est systématiquement présent dans toutes les sections de carotte étudiées.

Conservation des foraminifères.

La préservation de O. umbonatus Les tests dans nos échantillons ont été examinés au microscope électronique à balayage (MEB) et au microscope binoculaire. Nous avons étudié des spécimens représentatifs des intervalles glaciaires et interglaciaires. Des vues rapprochées ont été générées à l'aide d'un Zeiss Sigma SEM à l'Institut des géosciences de l'Université Goethe de Francfort, en Allemagne, et d'un microscope Zeiss SteREO Discovery.V8 à l'Institut des sciences de la Terre de l'Université de Heidelberg, en Allemagne. Les résultats indiquent une excellente conservation des tests (Annexe SI, article S4.2.1).

Analyses d'isotopes d'oxygène et de Mg/Ca.

La composition isotopique de l'oxygène de O. umbonatus pour tous les échantillons étudiés dans cette étude a été analysé à l'aide d'un spectromètre de masse à source de gaz ThermoFinnigan MAT253 équipé d'un banc à gaz II à l'Institut des géosciences, Goethe-Université de Francfort, Allemagne. Les valeurs sont rapportées par rapport au Vienna Pee Dee Belemnite (VPDB). La précision externe, déterminée à partir de mesures répétées d'un étalon de carbonate interne (marbre de Carrare), est de 0,06‰ (au niveau de 1σ).

Tous les échantillons de O. umbonatus pour l'analyse Mg/Ca ont été nettoyés en suivant le protocole de nettoyage de la réf. 65. Premièrement, le matériau d'essai broyé a été rincé plusieurs fois avec du MilliQ et du méthanol pour éliminer les minéraux argileux ou tout autre matériau sédimentaire à grains fins. Ensuite, la matière organique a été éliminée via un nettoyage oxydatif en utilisant du peroxyde d'hydrogène tamponné avec de l'hydroxyde de sodium. Après le nettoyage oxydatif, une étape de nettoyage réducteur (mélange d'hydrazine, d'hydroxyde d'ammonium et de citrate d'ammonium) est souvent appliquée pour éliminer les revêtements des surfaces d'essai. Cependant, nous avons omis le nettoyage réducteur car 1) il élimine le Mg des tests sur les foraminifères et diminue donc leurs rapports Mg/Ca (65, 66) et 2) après avoir testé une série pilote d'échantillons et leur réponse à une procédure de nettoyage sans nettoyage réducteur, nous ont constaté que les revêtements, s'ils existent, n'affectent pas les teneurs mesurées en Mg/Ca. Enfin, un polissage à l'acide faible (0,001 M d'acide nitrique) a été utilisé pour éliminer les contaminants qui pourraient s'être adsorbés sur les surfaces des fragments d'essai pendant le nettoyage. Les échantillons ont ensuite été dissous dans de l'acide nitrique 0,075 M pour analyse. Pour le contrôle qualité, nous avons passé au crible les rapports Al/Ca, Fe/Ca et Mn/Ca lors de l'analyse Mg/Ca pour vérifier les phases de contaminants contenant du Mg comme les argiles ou les revêtements non éliminés lors du nettoyage qui affectent les rapports Mg/Ca des foraminifères (65) (Annexe SI, section S4.2.2).

Les échantillons pour l'analyse du Mg/Ca ont été mesurés à l'aide d'un spectromètre de masse à plasma à couplage inductif haute résolution Thermo Fischer Element, à l'exception des échantillons couvrant le MIS 100, qui ont été analysés à l'aide d'un spectromètre d'émission optique plasma-optique à couplage inductif Perkin-Elmer Optima 4300DV. Toutes les analyses Mg/Ca ont été menées au Centre national d'océanographie de l'Université de Southampton. Les exceptions sont les rapports Mg/Ca d'échantillons de carotte supérieure de MSM58, qui ont été analysés à l'Institut des sciences de la Terre de l'Université de Heidelberg, à l'aide d'un spectromètre d'émission optique plasma-optique à couplage inductif Agilent 720. Les valeurs rapportées ont été normalisées par rapport à la norme EURONORM Certified Reference Material (ECRM) 752-1 [rapport Mg/Ca de 3,762 mmol/mol (67)] pour tenir compte des décalages de la machine. Pour assurer la précision instrumentale, une norme de cohérence interne a été contrôlée. Des mesures répétées ont donné une incertitude pour Mg/Ca meilleure que ± 1,31%.

Paléotempérature et reconstructions du niveau de la mer.

Dans notre article, nous distinguons nos meilleurs (sl-conIG) et les plus prudentes (c'est-à-dire les calculs qui minimisent les niveaux absolus de la mer et les amplitudes de changement) des estimations du niveau de la mer. Ceux-ci ont été reconstitués comme suit.

Pour nos meilleures estimations, les rapports Mg/Ca ont été convertis en BWT en utilisant une équation spécifique à l'espèce pour O. umbonatus dérivé des étalonnages core-top (36) (BWT = /0.114). Cet étalonnage est basé sur des données obtenues à l'aide d'une procédure de nettoyage qui comprend à la fois un nettoyage oxydatif et réducteur des tests sur les foraminifères, alors que nos échantillons ne nécessitaient qu'un nettoyage oxydatif (discuté ci-dessus) ainsi, en suivant les références. 65, 68 valeurs Mg/Ca mesurées ont été ajustées en réduisant chaque valeur de 10 % avant de calculer les BWT. De plus, les valeurs Mg/Ca utilisées pour notre reconstruction BWT ont été ajustées aux variations passées de Mg/Casw. Cela a été fait en utilisant l'équation 3 de la réf. 36 et les estimations les plus récentes (39) du Mg/Ca passésw (minimum et maximum Mg/Casw valeurs de 4,25 et 4,4 mol/mol, respectivement). Nous notons qu'une telle correction repose sur l'hypothèse que la sensibilité de l'incorporation de Mg dans les tests de foraminifères par rapport à la température reste la même sous des variations de Mg/Ca.sw. Pour les échantillons de carotte MSM58 ainsi que les « échantillons les plus récents » du site U1313, un Mg/Casw la correction n'a pas été appliquée car les tests de foraminifères calcaires de ces échantillons ont révélé le Mg/Ca actuelsw conditions. La composition isotopique de l'oxygène de l'eau de mer (par rapport à la norme Standard Mean Ocean Water [SMOW]) a ensuite été calculée (37, 69) en utilisant O. umbonatus-basées sur δ 18 O et estimations BWT (δ 18 Osw, SMOW = [(BWT – 16,9)/4,0] + δ 18 Ob + 0,27). Enfin, 18 Osw a été converti au niveau de la mer (27) en supposant qu'un changement de 0,11‰ de δ 18 Osw équivaut à une variation de 10 m du niveau de la mer. Nos estimations du niveau de la mer les plus prudentes ont été calculées comme décrit pour nos meilleures estimations, mais δ 18 Osw a été converti au niveau de la mer (27) suivant le non linéaire δ 18 Osw-conversion au niveau de la mer de réf. 11 (ligne marron sur la Fig. 2) pour minimiser le niveau absolu de la mer.

Étant donné que nos enregistrements proviennent de l'Atlantique Nord, l'application de l'approche benthique δ 18 O-Mg/Ca à la reconstruction du niveau de la mer nécessite un ajustement pour l'évolution des masses d'eau profonde avec différentes signatures géochimiques locales qui baignent le fond marin aux échelles de temps glaciaires-interglaciaires ( 40). Les eaux de source méridionale produisent considérablement plus de lumière δ 18 Osw valeurs par rapport aux eaux de source nordique (41, 70). During glacials (interglacials) of our study interval, southern-sourced (northern-sourced) waters were dominating at Site U1313 (40), thus biasing δ 18 Osw toward lower (higher) values. To account for this water-mass difference in δ 18 Osw, we applied a normalization factor to the foraminifer-derived δ 18 Osw values used for sea-level reconstruction. Following ref. 41, this normalization factor was calculated using a linear regression (BWT = 5 × δ 18 Osw + 2.6) between modern (70) North Atlantic Deep Water (2.6 °C and 0.1‰) and Antarctic Bottom Water (0 °C and −0.5‰) temperature and δ 18 Osw endmembers. This adjustment was carried out to calculate both our best estimates and our most conservative estimates. For the calculation of modern δ 18 Osw values from our “most recent” samples of Site U1313 and the core-top samples of MSM58, however, a water-mass adjustment is not required.

Tests presented in Annexe SI indicate that our major conclusions are not highly sensitive to the assumptions that underpin our calculated best sea-level estimates and also emerge from our most conservative calculations (see, e.g., Annexe SI, sections S4.2.5 and S4.2.6). All assumptions made in our paper to reconstruct sea level are summarized, critically assessed, and evaluated in Annexe SI, section S4.2 in brief, this section contains additional information on the general quality of proxy data, the selection of calibrations to convert proxy data into sea level, and the potential influence of past Mg/Casw and δ 18 Osw variability on our reconstruction.

Uncertainty Band Associated with Sea-Level Reconstructions.

The uncertainty associated with our sea-level reconstruction from Site U1313 (∼2.75 to 2.4 Ma) was determined through Monte Carlo simulations yielding 95% nonparametric probability intervals. The Monte Carlo simulation was carried out using the software R [version 3.4.2 (71)] input data for the simulation were the Mg/Ca and δ 18 O values with their analytical errors and the BWT, δ 18 Osw, and sea-level equations with their calibration errors (27). Thus, our approach relies on the following assumptions. The error in our sea-level record comes mainly from two sources: the uncertainties associated with δ 18 Osw estimation and sea-level calibration. The uncertainty in the δ 18 Osw reconstruction, in turn, mainly derives from errors in the δ 18 Osw calibration, the analytical precision of δ 18 O measurements (±0.06 ‰), and uncertainties in BWT estimates. The uncertainty in BWT estimates (±1.11 °C) itself is based primarily on two factors: analytical precision of Mg/Ca measurements (±1.31%) and error in the BWT calibration (36). Individual data points were randomly sampled 10,000 times within their proxy uncertainties. We then extracted 95% confidence intervals for each time horizon based on the observed variability between the 2.5th and 97.5th percentile of the simulated data, roughly equivalent to 2σ (SD). Propagated uncertainties in individual sea-level estimates range from a minimum of ± 26.7 m to a maximum of ± 29.0 m, with a mean uncertainty of ± 28.0 m (note that the main text refers to mean value). The calculated uncertainty is within the range of uncertainties typically associated with sea-level records reconstructed from paired benthic Mg/Ca and δ 18 O records (±20 to 30 m Annexe SI, section S3).


4 Conclusions

  • The sign and magnitude of drought responses to warming depends heavily on the region, season, and indicators being considered.
  • Robust drying responses in soil moisture and runoff are more widespread compared to precipitation, especially during AMJJAS in the Northern Hemisphere. For runoff, this is mostly likely a consequence of warming effects on snow that cause a redistribution of runoff from the warm to cool season. In the case of soil moisture, it is likely connected to increases in evaporative demand mediated by surface vegetation responses and water use.
  • The spatial extent of robust drying increases under the higher forcing and warming scenarios in most variables, with surface soil moisture showing the strongest response. Compared to the spatial extent of the drying, however, the response dans robustly drying regions is much more sensitive, with drying increasing sharply under higher warming scenarios.
  • At the same time, some regions are likely to see reductions in drought, especially areas where total annual precipitation increases, including the high northern latitudes and monsoon regions on all continents. This robust wetting is more intense and widespread in the precipitation and runoff response compared to soil moisture.
  • Beyond changes in the mean state (Figures 2-4), the CMIP6 models also show changes in the risk or likelihood of the historically most extreme drought events (Figures 7 and 8). The risk of these events generally increases in areas of robust mean drying and decreases in regions of robust mean wetting, suggesting that increases in these extreme events are largely driven by shifts in the mean. However, certain regions (e.g., East Africa, eastern Australia) show increased extreme drought risk despite either nonrobust mean moisture responses or even shifts toward wetter average conditions, indicating changes in variability or the shape of the underlying distributions.
  • Results from CMIP6 are broadly consistent with CMIP5, at least in the sign of the response. This suggests that many of the same physical processes and underlying uncertainties will remain important for interpreting the latest model projections. Understanding areas where there is divergence between CMIP5 and CMIP6, however, will require more detailed investigations to determine the most likely reasons (e.g., structural changes in the models, differences in the underlying climate sensitivity, internal variability).
  • Even with differences across drought variables and seasons, major hotspots of consistent drying with warming are apparent in CMIP6, including western North America, Europe and the Mediterranean, Central America, South America (outside of Argentina), southern Africa, and southwestern and southeastern Australia. Encouragingly, because the severity of future drying in most regions is strongly connected to the forcing scenario, there are substantial mitigation benefits to following a lower emissions pathway. Even under SSP1-2.6 and SSP2-4.5, however, robust increases in drought relative to the present day can still be expected for many regions.

Despite major developments in land surface models between CMIP5 and CMIP6 (e.g., Li et al., 2019 ), regional drought responses are remarkably consistent between the two ensembles (Figure 5). At the same time, it remains important to determine whether the increased sophistication in CMIP6 models represents a meaningful improvement over CMIP5, and whether these improvements and the consistency between CMIP5 and CMIP6 offer a case for increased confidence in these results. Preliminary results from the International Land Model Benchmarking Project (ILAMB, https://www.ilamb.org/results/) show that the CMIP6 ensemble improves performance, relative to observations, over CMIP5 in a number of drought-related processes, from ecosystem processes like prognostic leaf area index, to hydrologic processes like runoff, terrestrial water storage, and surface energy partitioning. Relative to observations, however, there is not yet a clear CMIP6 improvement in temperature and precipitation. With these improvements in CMIP6, is it reasonable to expect drought risks to be better constrained, or their uncertainties reduced? Given the critical role of internal variability and other irreducible uncertainties in drought risk assessments (Coats & Mankin, 2016 ), it is unlikely. Model improvements and better representations of drought processes, while important, therefore should not be expected to directly translate to reduced uncertainties in drought risk projections.

Due to the consistency between the two model generations, our CMIP6 analysis largely reaffirms conclusions from studies using CMIP5 (as reviewed in Cook et al., 2018 ), highlighting many of the same regions likely to be most at risk for increased drought in a warmer future and areas where hydroclimate responses are either nonrobust or shift toward wetter conditions. Our results underline the importance of considering both the seasonality of drought responses and the differences in sign, magnitude, and robustness of changes across different drought variables. Such details are especially important when trying to connect drought in the hydrologic cycle to the actual effect of these moisture deficits on people and ecosystems. Runoff, for example, encompasses the main sphere of active human water resources management, the primary source for reservoirs, hydropower, and irrigation. Conversely, soil moisture is the most critical variable for supplying ecosystems and rainfed agriculture. As is apparent in the SSP projections, however, soil moisture and runoff show substantially different responses to climate change. These variables therefore cannot substitute as proxies for each other, underscoring the necessity of considering the full hydrologic cycle response to warming.

Confidence in drought projections requires validating drought dynamics, variability, and trends within climate models, an often difficult task. One major limitation is the lack of long-term, high-quality instrumental drought observations. Precipitation data are often only sparsely available for many regions outside of Europe and the United States, especially prior to 1950, and other variables (e.g., soil moisture, runoff) are typically unavailable at scales comparable to the typical resolution of climate model grid cells. Additionally, many of the important processes affecting drought variability and trends in climate models are only weakly constrained. This includes evapotranspiration (Lian et al., 2018 Zhang et al., 2016 ), vegetation responses to drought and climate (Green et al., 2019 Mankin et al., 2019 ), the fidelity of simulated precipitation and associated teleconnections (Allen & Anderson, 2018 Coats et al., 2013 Tierney et al., 2015 Zhang & Soden, 2019 ), and regional feedbacks and interactions that may amplify or ameliorate drought responses (Berg et al., 2016 Zhou et al., 2019 ). In part because of these important uncertainties, numerous studies have highlighted the limitations of climate models in their ability to adequately simulate drought and raised concerns regarding their utility for climate change applications (Huang et al., 2016 Lehner et al., 2019 Nasrollahi et al., 2015 Orlowsky & Seneviratne, 2013 Padrón et al., 2019 Ukkola et al., 2016 2018 ).

Despite these weaknesses, there is evidence that observed drought trends and events, and the associated climate change mechanisms, are consistent with the trends and mechanisms simulated within climate models. In terms of precipitation, the most robust drying in the CMIP6 projections occurs in Mediterranean-type climate regions around the world, the same regions where long-term precipitation declines and increases in meteorological drought have been observed (Seager et al., 2019 ). This includes the Mediterranean and southern Europe (Gudmundsson & Seneviratne, 2016 Hoerling et al., 2012 Kelley et al., 2015 ), southern Africa (Otto et al., 2018 ), Chile (Garreaud et al., 2020 ), and southwest Australia (Delworth & Zeng, 2014 ). Despite strong drying over Central America and the Caribbean in CMIP6, however, recent precipitation trends in this region cannot be currently separated from natural variability (Anderson et al., 2019 Jones et al., 2016 ), even as warming may be amplifying soil moisture drought over the Caribbean (Herrera et al., 2018 ). Similarly, there is strong evidence for the western United States that warming temperatures and increased atmospheric evaporative demand have contributed to soil moisture and runoff drying (Griffin & Anchukaitis, 2014 Hoell et al., 2019 McCabe et al., 2017 Williams et al., 2015 Xiao et al., 2018 ) and declining snowpacks (Barnett et al., 2008 Berg & Hall, 2017 Mote et al., 2016 2018 ), even as the recent precipitation declines have been attributed primarily to natural variability (Delworth et al., 2015 Lehner et al., 2018 Seager et al., 2015 ). Model responses indicating that warming will increase vegetation water use and help drive surface drying (Mankin et al., 2019 ) are also broadly supported by observations (Trancoso et al., 2017 Ukkola et al., 2016 ). Further, concurrent wetting and drying trends in soil moisture across regions are also consistent between climate models and observations at the near-global scale, and in line with the expected responses to warming over the 20th century (Gu et al., 2019 Marvel et al., 2019 ). Thus, despite the documented weaknesses and uncertainties in the climate models, the broad consistency between models and observations over many regions provides some increased confidence in their value for investigating drought and climate change.

Finally, the clear increase in the magnitude and extent of drying as the forcing and warming increases across the SSPs demonstrates the clear benefits of greenhouse gas mitigation for reducing climate change forced increases in drought risk and severity, a result also demonstrated in CMIP5 (Ault et al., 2016 ). However, we find that robust and large-magnitude drying is not isolated to the higher-end scenarios of SSP3-7.0 and SSP5-8.5, but exists even under the more aggressive SSP1-2.6 and SSP2-4.5 mitigation pathways, similar to results found by Lehner et al. ( 2017 ) using CMIP5. This includes regions like western North America, the Mediterranean, southern Africa, and the Amazon (Figures 11 and 12). Furthermore, even though the SSP1-2.6 drying in the MME mean may appear modest, these relatively small changes in the mean state still translate to large shifts in tail risks. For example, over much of western North America under SSP1-2.6, the frequency of extreme soil moisture and surface runoff droughts during the warm season (AMJJAS) increases by 100–200% (a factor of 2 to 3 times) (Figures 7 and 8). Thus, even in the scenario that limits the end of the 21st century warming to +2 K above preindustrial, these mitigation efforts will still result in substantial increases in drought risk and severity, indicating that adaptation measures will still be required to ensure adequate resiliency in the future.


Voir la vidéo: QUEST-CE QUE LES GÉOSCIENCES? (Octobre 2021).