Circulations atmosphériques et océaniques
La Patagonie est positionnée au sud de l‘Anticyclone du Pacifique Sud, plus connu sous le nom de l‘Anticyclone de l‘île de Pâques, et au nord de la dépression subpolaire (Figure 1.2). Cette région est donc sous l‘influence du front polaire, séparant l’air maritime polaire de l’air maritime tropical, là où s‘exercent les vents d‘ouest ou « Westerlies ». Ces vents d‘ouest soufflent perpendiculairement à la Cordillère des Andes et sont à l‘origine d‘importantes précipitations orographiques avec une augmentation des pluies du nord vers le sud (Garreaud, 2007). Ce gradient de précipitation est encore plus marqué entre l‘ouest et l‘est des Andes. La diminution très forte des précipitations à l‘est entraine un contraste climatique majeur et induit l‘un des contrastes de végétation parmi les plus marqués au monde (Warren & Sugden, 1993). Durant l‘hiver austral le front polaire, à l‘origine d‘orages et de vents violents, remonte vers l‘équateur jusqu‘à 33-35°S et génère des cumuls de précipitation élevés. Pendant l‘été austral, le front polaire est au sud de 45°S (Strub et al., 1998), les vents d‘ouest se concentrent alors dans la partie sud de la Patagonie là où les précipitations peuvent atteindre plus de 8000 mm d‘eau par an (Schneider et al., 2003). A l‘influence des vents s‘ajoute l‘influence des courants océaniques. Le sud de l‘Amérique Latine constitue une barrière pour la circulation océanique globale qui se dirige majoritairement d‘ouest en est avec un courant froid de surface, le Courant Antarctique Circumpolaire (CCA) ou le « West Wind Drift » (Strub et al., 1998) (Figure 2). A l‘approche du continent Sud-Américain, ce courant se sépare en deux branches :
– Le Courant du Cap Horn (CCH) qui se dirige vers le pôle Sud et perd en intensité vers 52°S au niveau du Détroit de Magellan.
– Le Courant du Pérou ou Courant de Humboldt (CH) qui se dirige vers l‘équateur et favorise un upwelling dans la partie côtière au nord du Chili et du Pérou.
Circulant vers l‘est, le CCA est forcé par la branche sud de l’anticyclone de l‘Île de Pâques. En fonction de la position de ce dernier, la séparation du CCA se produit vers 38°S durant l‘hiver austral et vers 45-46°S pendant l‘été austral.
La forêt décidue à Nothofagus
– Etendue géographique : Dans sa bordure nord, la forêt décidue à Nothofagus se développe entre 37 et 38°S, au niveau de la vallée centrale. Elle reste présente jusqu‘à 33°S dans les régions montagneuses de la Cordillère des Andes jusqu‘à une limite de 2000 m d‘altitude (Donoso, 1975). Au sud, cette forêt s‘étend jusqu‘à 40°S entre la Cordillère de la Côte et la Cordillère des Andes (Figure 1.4).
– Climat : Ce type de végétation se développe sous un climat tempéré et humide. La moyenne des températures annuelles est comprise entre 12 et 13°C. Durant l‘été austral, les températures moyennes oscillent entre 15 et 18°C et, pendant l‘hiver austral, entre 7 et 8°C (Tableau 1.1). Les différences de température journalières peuvent être relativement grandes mais les gelées hivernales sont faibles à modérées (Schimithüsen, 1956). Les précipitations diminuent fortement en été et les cumuls annuels peuvent varier de façon importante. Elles sont généralement comprises entre 1000 et 2000 mm d‘eau par an au niveau de la dépression centrale tandis qu‘au niveau de la cordillère de la Côte Ouest et de la Cordières des Andes elles sont plus élevées et peuvent dépasser 3000 mm d‘eau par an.
– Description : La forêt décidue à Nothofagus est considérée comme une forêt de transition entre les forêts à feuillage coriace (présente au nord) et les forêts sempervirentes du sud. Au fur et à mesure que l‘on descend vers le sud, et, surtout dans les zones humides (en particulier au niveau des cordillères), la proportion d‘espèces d‘arbres de la forêt sempervirente valdivienne augmente. La forêt décidue à Nothofagus constitue cependant une végétation originale qui est représentée par des ensembles d‘espèces caractéristiques. Cette végétation est caractérisée par le développement de plusieurs essences de Nothofagus à feuillage caduc N. obliqua, N. alpina, N. glauca ou N. alessandrii. Deux d‘entre elles sont caractéristiques de cette végétation, N. obliqua dit le « Roble » qui domine à l‘intérieur des terres sous un climat de type continental et N. alpina dit le « Rauli » qui est mieux représenté dans les zones montagneuses (Figure 1.5). N. glauca et N. alessandrii, quant à elles, sont présentes seulement au nord de cette forêt décidue. Ces arbres à feuillage caduc sont associés aux essences de la forêt sempervirente tel que Laurelia sempervirens, Persea lingue mais aussi Podocarpus salignus et Guevina avellana (Schimithüsen, 1956; Gajardo, 1994). Dans la partie australe se développe la forêt caducifoliée du sud ou « Bosque caducifolio del sur » (Gajardo, 1994) largement dominée par l‘association à Nothofagus obliqua et Laurelia sempervirens mais où sont aussi présent Aextoxicon punctatum, Podocarpus salignus, Eucryphia cordifolia. La présence de nombreuses épiphytes (Luebert & Pliscoff, 2004) comme Lapageria rosea, Boquila trifoliolata ou Cissus striata marque le caractère humide de ce sous ensemble.
Les sédiments de surface
Avant d‘interpréter les spectres polliniques enregistrés dans les carottes marines, il est nécessaire d‘étudier le transport, les apports et la distribution des grains de pollen dans les sédiments de surface en fonction de la végétation et des conditions climatiques actuelles des continents les plus proches. Pour réaliser les analyses polliniques des surfaces, quelques cm³ de sédiments ont été prélevés dans les tops de carotte, en priorité dans les carottes de type CASQ et HAPS puis dans les carottes de type CALYPSO quand ces deux premiers n‘était pas disponibles (voir Chapitre III). Ces analyses ont permis également de sélectionner en fonction de leur localisation, les deux carottes océaniques MD07-3088 et MD07-3104 que nous avons étudiées, en choisissant celles dont les sédiments contenaient le plus de grains de pollen (Figure 2.1).
Le grain de pollen
Au cours du cycle de vie d‘une plante terrestre se forme un élément de petite taille la spore ou le grain de pollen. Ces derniers transportent le gamétophyte (mâle, pour le grain de pollen) et sont entourés par une paroi très résistante constituée d‘une des molécules organiques les plus résistante du vivant : la sporopollénine. La paroi pollinique ou sporoderme comporte deux couches : l‘intine, couche interne qui disparaît rapidement par oxydation à la mort de la cellule et l‘exine, couche externe formée elle-même par deux sous- couches (endexine et ectexine) composées de sporopollénine dont le rôle protecteur permet une bonne fossilisation.
– Morphologie : La morphologie des grains de pollen et, en particulier, de leur exine permet de les déterminer au niveau de leur famille botanique, parfois de leur genre et plus rarement de leur espèce. La taille des grains de pollen varie généralement entre 2,5 µm chez le Myosotis jusqu‘à 200 µm chez Cucurbita (la Courge) (Pons, 1958). Après la méiose, au début de leur formation, les grains de pollen sont associés sous forme de tétrades. A quelques rares exceptions près comme chez Drimys, les quatre éléments de la tétrade seront disséminés séparément (Annexe 9). Selon les tensions exercées dans la tétrade, les grains seront plus ou moins sphériques, allongés ou aplatis. Ainsi, si le contour équatorial est circulaire et le contour méridien elliptique, le grain de pollen est dit longiaxe ou prolé (Annexe 14). Si c‘est l‘inverse, il est bréviaxe ou oblé (Annexe 12). Enfin, certains grains de pollen présentent des formes caractéristiques ; chez les gymnospermes, les grains de pollen sont constitués par un corps central avec deux ballonnets (Annexe 18). Les particularités géométriques de l‘ectexine présentent des morphologies différentes. Bien souvent, l‘ectexine est formée par de petites protubérances dont le développement et la distribution sont très variées : ces protubérances (clavules ou baccules) peuvent fusionner par leur extrémité distale et former une nouvelle assise appelée tectum ou toit. S‘il n‘y pas de toit l‘exine est dite intectée. L‘exine peut porter des ornementations : granules, verrues, gemmules, échinules,…. La répartition de ces ornementations varie et peut former des réseaux ou des stries à la surface du grain. Enfin, l‘exine comporte souvent des ouvertures ou apertures où la paroi est amincie ou absente, permettant l‘émission du tube pollinique. Allongées elles sont appelées sillons, arrondies ce sont des pores. Pore et sillon peuvent être associés pour former une aperture complexe appelée colpore. D‘un nombre généralement supérieur ou égal à trois, ces apertures sont parfois uniques (grain monocolpé, chez les Monocotylédones) voire absentes (grains inaperturés, comme chez le peuplier). Elles peuvent être localisées à l‘équateur (Annexe 17) ou être réparties sur toute la surface du pollen (Annexe 16).
– Dissémination : Les grains de pollen sont produits dans les sacs polliniques contenus dans la partie supérieure de l‘étamine (l‘anthère) ; les spores dans les sporanges. Pendant la pollinisation, les grains de pollen vont être transportés de l‘anthère au pistil pour réaliser la fécondation. Selon les espèces de plante le mode de transport varie : les grains peuvent être transportés par le vent (anémophile), par les animaux en général les insectes (entomophile) ou par l‘eau. La productivité pollinique est importante, à titre d‘exemple une seule anthère peut contenir 70 000 grains de pollen avec de grandes différences selon les espèces (Faegri & Iversen, 1975). Les plantes anémophiles libèrent en général plus de pollens alors que les plantes entomophiles produisent des pollens de taille plus importante avec des morphologies facilitant l‘accrochage et le transport par les insectes. La plupart des conifères font exception en produisant des grains de pollen à ballonnets (Annexe 18), de grande taille, ce qui facilitent leur transport par le vent et par l‘eau (Pons, 1958). Seule une minorité de la pluie pollinique va permettre la reproduction, la grande majorité sera soit dégradée soit déposée et conservée dans le sédiment.
– Fossilisation : La bonne fossilisation des grains de pollen dépend du milieu. Les grains de pollen sont généralement très bien conservés dans les dépôts riches en matière organique où l‘oxydation du sédiment est faible comme les tourbières acides et basiques ainsi que dans les lacs et les lagunes côtières. Les carottes marines de la marge chilienne prélevées près de la côte sont constituées par des sédiments hémipélagiques argileux. Ces paramètres sont favorables à une bonne conservation comme en témoigne les résultats des analyses polliniques sur les tops de carottes prélevés au large du Chili (Montade et al., 2011). En revanche, les sédiments continentaux secs, sableux fournissent le plus souvent des résultats non représentatifs (Reille, 1990). La conservation des grains de pollen dépend aussi, bien évidemment, de l‘épaisseur de l‘exine et de la proportion de sporopollénine contenue dans cette paroi qui varie selon les espèces de plantes (Havinga, 1964). Par exemple, les spores de Ptéridophytes comme les grains de pollen de conifères apparaissent plus résistants à l‘oxydation.
Estimation et quantification climatique à partir des analyses polliniques : « Modern Analog Technique » (MAT)
La méthode analogues modernes (MAT, Modern Analog Technique) a été initialement développée par Hutson (1980) et par Overpeck et al., (1985), puis a été reprise par Guiot (1990). Cette méthode se base sur les assemblages fossiles complets en termes de diversité et de proportion des taxons. Le principe de cette technique est de calculer la similarité (« distance chord ») entre les spectres polliniques modernes et chaque spectre pollinique fossile. Les spectres actuels les plus proches (entre 5 et 10) des spectres fossiles (« distance minimale ») représentent les « meilleurs analogues » et sont sélectionnés pour la reconstruction climatique. Les valeurs climatiques de chaque spectre pollinique fossile sont obtenues par la moyenne pondérée des paramètres climatiques associés aux meilleurs analogues sélectionnés (Guiot, 1990). La « distance minimale » est déterminée par l’application de la méthode de Monte Carlo (Guiot, 1990). Seuls les analogues dont la distance est inférieure à la « distance minimale » peuvent être sélectionnés. Les résultats ont une barre d’erreur qui permet de représenter la robustesse de la reconstruction du climat. Cet intervalle de confiance correspond au minimum et au maximum des analogues sélectionnés. Cette méthode nécessite une base de données d‘échantillons actuels la plus complète possible avec un maximum de différents types de végétation pour représenter de façon optimale les spectres polliniques subactuels ou fossiles en terme de paramètres climatiques.
CONCLUSION
Ce travail de thèse avait plusieurs objectifs : (1) de tester la représentativité de l‘analyse pollinique dans les sédiments marins du pacifique Sud-est, (2) d‘étudier les changements des paléoenvironnements continentaux de la Patagonie Chilienne au cours des 20 000 dernières années à partir des données polliniques marines et (3) de déterminer leurs liens avec l‘activité des vents d‘ouest pour mieux comprendre l‘influence de ces vents dans l‘hémisphère sud et donc sur le climat à l‘échelle globale. Deux carottes océaniques prélevées durant la campagne « PACHIDERME » : la carotte MD07-3104 prélevée dans le Fjord de Reloncavi dans le nord de la Patagonie (41°S) et la carotte MD07-3088 prélevée plus au sud à proximité de la Péninsule de Taitao (46°S), ont permis d‘atteindre ces objectifs. L‘analyse de la distribution des grains de pollens et des spores dans les échantillons de surface des carottes prélevées à l‘intérieur et à l‘extérieur des fjords de la Patagonie a permis de démontrer la validité de la palynologie marine dans la région étudiée. Les résultats des analyses polliniques des sédiments de surface marins reflètent bien la végétation actuelle présente sur le continent le plus proche. J‘ai ainsi pu montrer que, dans cette région, les apports polliniques en milieu océanique dépendent principalement des apports fluviaux auxquels s‘ajoutent des apports éoliens non négligeables dans les fjords. L‘influence des mécanismes de transport fluvial, éolien et océanique altèrent peu l‘image de la végétation qui est donc considérée comme locale à régionale à la zone continentale la plus proche. J‘ai en outre testé l‘utilisation de la technique des meilleurs analogues sur les analyses polliniques et démontré leurs potentiels pour la reconstruction des paramètres climatiques. Les résultats des analyses polliniques effectués sur les deux carottes océaniques ont permis de reconstruire les changements de végétation et de climat à l‘échelle locale et régionale.
– Les analyses polliniques de la carotte océanique MD07-3088 ont permis de reconstruire les changements de la végétation au niveau de la Péninsule de Taitao (46°S) depuis le dernier maximum glaciaire. L‘expansion des forêts nord patagoniennes est intervenue au début de la dernière déglaciation entre 17.6 et 11.5 ka. Cette dernière déglaciation, loin d‘être régulière, a été, interrompue par un évènement abrupt, marqué dans cette région, par le développement des tourbières de Magellan et lié à une intensification des vents d‘ouest. La fin de la déglaciation est rapidement suivie par le maximum climatique de l‘Holocène qui voit le développement des forêts témoignant d‘un climat plus chaud et plus sec jusqu‘à environ 8-7 ka. Plus tard, à l‘Holocène moyen et supérieur, les conditions climatiques redeviennent plus fraîches et plus humides.
– Les analyses polliniques de la carotte océanique MD07-3104 ont permis de reconstruire les changements de la végétation Valdivienne durant les 13 000 dernières années au niveau du Fjord de Reloncavi (41°S). Le début de l‘Holocène intervient ici à ~11 ka et son optimum climatique est pointé selon mes analyses entre 9.6 et 7.4 ka. L‘Holocène moyen est marqué par une instabilité climatique plus importante et en particulier, par une grande variabilité dans la représentation des arbres héliophiles. Par la suite, l‘augmentation des conifères après ~6-5 ka évoque des conditions plus fraîches et plus humides qui s‘accentuent durant l‘Holocène supérieur. La synthèse de ces principaux résultats paléoenvironnementaux à l‘échelle de la Patagonie m‘a permis de schématiser l‘activité et les déplacements de la ceinture des vents d‘ouest durant les derniers 20 000 ans. La comparaison entre les analyses polliniques marines, avec les variations du rapport isotopique de l‘oxygène et les propriétés magnétiques sur les mêmes échantillons, mais aussi avec d‘autres données paléoclimatiques enregistrées dans d‘autres sites en Patagonie, atteste de la fiabilité de nos résultats qui montrent pour la première fois : un retour de la ceinture des vents d‘ouest vers le nord pendant l‘Antarctic Cold Reversal (ACR). Ce retour durant l‘ACR exige donc que la ceinture des vents d‘ouest soit descendue vers le sud rapidement et non progressivement après le début de la déglaciation. Un tel phénomène renforce donc l‘hypothèse d‘une réponse rapide après le début de la déglaciation de la ceinture des vents d‘ouest vers le sud à la réduction de la circulation thermohaline Atlantique via un système couplé océan-atmosphère lui-même induit par le bipolar seesaw (e.g. Lamy et al., 2007). Nos résultats appuient également le lien entre la ceinture des vents d‘ouest et les variations du CO2 atmosphérique (Toggweiler et al., 2006). Pendant l‘ACR, le retour vers le nord de la ceinture des vents d‘ouest expliquerait donc la pause dans l‘augmentation du CO2 lié à la réduction du dégazage de l‘Océan Austral au cours de la déglaciation. Les index polliniques calculés durant les 13 000 dernières années soulignent un déplacement ou une contraction des vents d‘ouest vers le sud jusqu‘à l‘optimum climatique de l‘Holocène. L‘augmentation du CO2 atmosphérique semble toujours être induite par la ceinture des vents d‘ouest qui se trouve plus au sud au début de l‘Holocène. Après ~8-7 ka, nos résultats montrent un déplacement progressif de la ceinture des vents d‘ouest vers le nord où les précipitations s‘intensifient encore jusqu‘à l‘Holocène supérieur. L‘augmentation du CO2 atmosphérique durant l‘Holocène moyen et supérieur avec un déplacement nord des vents d‘ouest montre donc une rupture dans le lien entre les variations du CO2 atmosphérique et la ceinture des vents d‘ouest. L‘ensemble de mes résultats couplés aux données paléoclimatiques enregistrées au sud de la Péninsule de Taitao (46°S) sur le versant ouest des Andes confirme une contraction vers le sud au début de l‘Holocène avec un retour et une dilatation de la ceinture des vents d‘ouest après l‘Holocène moyen. En revanche, l‘origine des différences observée entre les données sud-ouest et sud-est des Andes (au sud de 48°S) n‘est pas encore bien établie. Enfin une comparaison de mes données avec les données paléoclimatiques de l‘océan Pacifique tropical montre que la légère expansion des vents d‘ouest à l‘Holocène moyen semblerait être liée à la mise en place d‘El Niño.
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Table des matières
INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE I : La Patagonie Chilienne
1. Contexte géographique
2. Contexte climatique
2.1. Circulations atmosphériques et océaniques
2.2. Le climat actuel de la Patagonie Chilienne
3. La végétation actuelle de la Patagonie Chilienne
3.1. La forêt décidue à Nothofagus
3.2. Les forêts sempervirentes
3.2.1. La forêt sempervirente valdivienne
3.2.2. La forêt sempervirente nord patagonienne
3.2.3. La forêt sempervirente subantarctique
3.3. La tourbière de Magellan ou « Magellanic moorland »
3.4. La forêt décidue subantarctique
3.5. La steppe patagonienne
3.6. Végétation andine de haute altitude
CHAPITRE II : Matériels et Méthodes
1. Les carottes océaniques
1.1. La campagne océanographique « PACHIDERME »
1.2. Techniques de prélèvement
1.3. Les sédiments de surface
1.4. La carotte MD 07 3088 (station 07)
1.5. La carotte MD 07 3104 (station 18 ter)
1.6. Modèle d‘âge des carottes océaniques
2. La palynologie : un outil paléoenvironnemental
2.1. Le grain de pollen
2.2. Principe de la palynologie
2.3. L‘analyse pollinique
2.4. Estimation et quantification climatique à partir des analyses polliniques : « Modern Analog Technique » (MAT)
CHAPITRE III : Apports polliniques dans les sédiments marins du large de la Patagonie Chilienne
1. Pollen distribution in marine surface sediments from Chilean Patagonia
2. A statistical and quantitative approach
2.1. PCA analysis
2.2. Pollen-inferred climate reconstructions
CHAPITRE IV : Reconstructions paléoenvironnementales à partir des carottes MD07-3088 et MD07-3104
1. Vegetation and climate history during the last 22,000 yr from the marine core MD07- 3088 near Taitao Peninsula, southern Chile
1.1. Introduction
1.2. Environmental Setting
1.3. Materials and Methods
1.3.1. Lithology and chronology
1.3.2. Pollen analysis
1.4. Results
1.4.1. Pollen zones
1.4.2. PCA analysis
1.5. Paleoenvironment history from core MD07-3088
1.5.1. Late Glacial Period (22 to 17.6 kyr)
1.5.2. Late Glacial Interglacial Transition (17.6 to 11.5 kyr)
1.5.3. Holocene (11.5 to present)
1.6. Comparison at a regional scale
1.7. Conclusion
2. Regional vegetation and climate changes during the last 13 kyr from marine pollen record in Seno Reloncavi, southern Chile
2.1. Introduction
2.2. Environment Setting
2.3. Materiels and Methods
2.3.1. Lithology
2.3.2. Chronology
2.3.3. Pollen analysis
2.4. Results
2.4.1. Pollen zones
2.4.2. PCA analysis
2.5. Paleoenvironment reconstruction from core MD07-3104
2.6. Comparison with regional records
2.7. Conclusion
CHAPITRE V : Comparaison multiproxies durant la déglaciation et l‘Holocène
1. Enhanced southern westerly wind strength in southern Chile during the Antarctic Cold Reversal
2. Holocene climate reconstruction related to the Southern Westerly Wind belt fluctuation along the western Andes in Patagonia
2.1. Holocene climate reconstruction in northwestern Patagonia from marine pollen records: MD07-3104 and MD07-3088
2.2. Southern Westerly Winds belt reconstruction with paleoclimatic data along the western side of the Andes
2.3. Discrepancies with other paleoclimatic records from the lee side of the Andes
2.4. Large scale paleoclimatic data comparison with tropics: the influence of ENSO activity
CONCLUSION ET PERSPECTIVES
Références Bibliographiques
Annexes
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