Instabilité de la circulation thermohaline Atlantique: implications ...

Instabilités de la circulation thermohaline Atlantique: implications pour les
changements climatiques rapides de la dernière période glaciaire
Olivier Arzel et Alain Colin de Verdière
Laboratoire de Physique des Océans / Université de Bretagne Occidentale (LPO/UBO)
Les analyses du rapport isotopique (δ 18 O) de l'oxygène dans des carottes de glaces extraites
de la calotte Groenlandaise révèlent très clairement sur la figure 1, que les dernières périodes
glaciaires étaient marquées par des changements climatiques rapides dans l'Hémisphère Nord
(Loulergue et al., 2008). Ces changements climatiques sont associés à des réchauffements intenses
8-16°C du climat des hautes latitudes de l'Atlantique Nord sur une échelle de temps allant de
quelques années à quelques décennies (Lang et al., 1999; Severinghaus and Brook, 1999). Ces
réchauffements climatiques naturels sont connus sont le nom d'évènements de Dansgaard-Oeschger
(DO) d'après le nom de leurs découvreurs en 1984 (Dansgaard et al., 1984 ; Oeschger et al., 1984).
Ils surviennent tous les 1000 à 2000 ans au cours de la dernière période glaciaire mais Bond et al.
(1999) ont proposé que ces événements étaient périodiques avec une période moyenne autour de
1500 ans. L’époque interglaciaire actuelle, l'Holocène, amorcée il y a environ 10000 ans est en
contraste très stable et ne montre pas de tels évènements climatiques majeurs. Bien que la quantité
d’indicateurs climatiques (ou proxy) documentant cette dernière glaciation augmente de manière
continue, le mécanisme physique sous-jacent aux événements DO demeure encore aujourd'hui
inconnu. Cependant de nombreuses hypothèses phénoménologiques parfois appuyées par des
modèles de climat fortement idéalisés ont été avancées pour expliquer l'origine des différentes
stabilités des climats glaciaires et interglaciaires. La question centrale est évidemment de savoir si la
variabilité DO est forcée de l’extérieur, via les variations solaires par exemple, ou bien résulte d’une
instabilité interne propre au système climatique. Etant donné les échelles de temps millénaires
impliquées dans ces variations, le rôle de la circulation océanique est souvent invoqué car les
échelles de temps associées à cette circulation sont précisément dans ce domaine de fréquences: si
on divise le volume V de l’Atlantique Nord par le débit ψ de la circulation actuelle, on trouve un
temps de résidence:
τ= V/ψ ∼1000 ans
avec V ~ 4.10 17 m 3 et ψ ∼ 15 Sv, (1 Sv = 10 6 m 3 s -1 ). C’est donc sous cet angle que l’origine de la
variabilité DO est abordé ici.
La circulation thermohaline est cette part de la circulation globale océanique induite par les
contrastes grande échelle de densité et donc de température et salinité dans la direction méridienne
(voir Wunsch 2002, pour une discussion). Dans l'océan Atlantique, cette circulation est un élément
clé du système climatique. Elle transporte d'énormes quantités de sel et de chaleur O(10 15 ) W vers le
Nord, et affecte en conséquence la circulation atmosphérique et la glace de mer. Moyennée dans la
direction zonale, une circulation méridienne de retournement (Meridional Overturning Circulation,
MOC, en anglais) apparaît, avec un écoulement vers le Nord en surface et un retour vers le Sud en
profondeur. Evidemment le Gulf Stream en surface et le courant profond de bord Ouest en
profondeur (qui transporte l’eau dite NADW formée en Mer de Norvège) sont les bras actifs de
cette MOC. L'étude d'intercomparaison multi-modèles de Stouffer et al. (2006) réalisée dans le
cadre du WCRP (World Climate Research Program) souligne l'importance de cette circulation pour
le climat de l'Atlantique Nord: un arrêt total de la MOC en réponse à une décharge massive (1Sv)
d'eau douce dans les hautes latitudes de l'Atlantique Nord entraîne un refroidissement maximal de

l'Europe du Nord variant de 7°C à 12°C dépendant du type de modèle utilisé (EMICs 1 ou AOGCM 2
respectivement).
La difficulté de l’étude théorique de la circulation thermohaline tient dans son caractère
intrinsèquement non linéaire : les termes de transport de chaleur et de sel par la circulation
répondent aux forçages respectifs en surface mais la circulation elle même dépend des gradients de
température et de salinité. Ces transports sont responsables de deux rétroactions (feedbacks) de
signes opposés, qui affectent la stabilité de la circulation (en particulier la MOC Atlantique). La
première rétroaction fonctionne comme suit: supposons le système à l’équilibre puis perturbons la
circulation qui transporte alors un peu plus de sel vers le Nord que requis par le forçage (les
distributions E-P) supposé constant en surface. La salinité va alors augmenter au Nord ce qui
augmente le gradient méridien de densité et donc les gradients de pression et donc la circulation. La
convection dans les régions de formation d’eau profonde va également être soutenue par ces apports
de sel excédentaires. Cette rétroaction positive entre la MOC et la salinité est combattue par une
deuxième rétroaction, négative celle la : en effet si la circulation est un peu plus forte qu’a
l’équilibre, le transport de chaleur vers le Nord va lui aussi augmenter. Alors la température va
augmenter et la densité diminuer au Nord. Cependant il y a une grande différence entre cette
rétroaction et la précédente. En effet le forçage en surface pour la température peut s’adapter. Si la
température est plus forte, les pertes de chaleur à l’interface air-mer vont augmenter et venir
gommer l’anomalie positive de température. Un modèle océanique forcé en conditions mixtes,
(rappel sur un gradient de température atmosphérique fixe et flux E-P imposés) devient instable
précisément par la victoire inéluctable de la première rétroaction. Mais évidemment il n’y aucune
raison de prendre l’atmosphère comme fixée bien au contraire et de nombreuses autres rétroactions
ont la capacité d'affecter la stabilité de la circulation. On peut citer le transport turbulent de chaleur
et de vapeur d’eau par les tourbillons de grande échelle, mais aussi le rôle de la glace de mer
(Nakamura et al., 1994; Marotzke, 1996). Dans cet article nous nous concentrons cependant
uniquement sur la dynamique intrinsèque océanique et l’usage implicite des conditions mixtes. Ces
conditions sont au cœur de l'existence d'équilibres multiples dans le modèle ultra simple imaginé
par Stommel (1961). Il montre que si température et salinité sont rappelées sur des valeurs
réservoirs avec des constantes de temps différentes, on peut avoir deux équilibres stables avec
respectivement une forte ou une faible circulation, une possibilité vérifiée par Bryan (1986) dans un
modèle océanique basé sur les équations primitives et par Manabe et Stouffer (1988) dans un
modèle couplé océan - atmosphère. Pour une visualisation de ces effets avec un modèle en boites
très simple mais qui garde la possibilité de convection active ou inhibée dans une boîte polaire, voir
Colin de Verdière (2010).
Dans l'hypothèse où le temps de rappel sur la température est très petit devant l'échelle de
temps advective de la circulation, la température du modèle de Stommel reste toujours proche de la
température du réservoir et la dynamique se réduit alors à une équation d'évolution pour le contraste
de salinité équateur-pôle, ici écrite sous forme adimensionnelle:
ẏ=−1− y y+μ (1)
où y=β ΔS /αΔT 0 est le rapport des effets halins et thermiques sur la densité, 1− y est la
circulation proportionnelle au gradient de densité et µ est le forçage en sel. Ce système dynamique
admet, pour 0

Cette possibilité d’équilibres multiples de la circulation thermohaline a donné naissance au
paradigme selon lequel les transitions climatiques rapides de la dernière période glaciaire sont le
résultat de sauts entre deux équilibres stables ou instables de la MOC Atlantique (Broecker et al.,
1985). Voir également Alley (2007) pour une revue des travaux de Wallace S. Broecker. Si les
équilibres sont stables, un forçage externe est évidemment nécessaire pour permettre au système de
sauter d’un état à l’autre alors que si les équilibres sont instables, des oscillations internes
autonomes apparaissent spontanément. Selon les cas il existe un large ensemble de mécanismes
physiques pouvant offrir de telles transitions quasi-périodiques et nous allons en explorer quelques
unes.
Ganopolski et Rahmstorf (2001) reproduisent des oscillations similaires en structure
temporelle et spatiale aux cycles DO dans un modèle à basse résolution soumis à un forçage d'eau
douce périodique. L'origine de la période millénaire présente dans le forçage n’est pas spécifiée,
bien qu'une origine solaire ait été proposée (Bond et al., 2001) mais elle reste cependant
controversée (Muscheler et Beer, 2006). Ce mécanisme est illustré dans la figure 2b pour le système
dynamique (1). Des transitions similaires furent ensuite reproduites en ajoutant au forçage d'eau
douce oscillant l’effet de la variabilité synoptique atmosphérique (non résolue explicitement) par un
bruit blanc stochastique (Vélez-Belchi et al. 2001 ; Ganopolski et Rahmstorf, 2002). Ce mécanisme
est connu sous le nom de résonance stochastique (SR). Il est présent dans les systèmes admettant
des équilibres multiples mais ne présentant pas nécessairement de variabilité intrinsèque. Il permet
en outre d'abaisser le seuil de variabilité du forçage pour lequel des transitions rapides émergent
entre les deux modes stables de la MOC par rapport au cas où un bruit stochastique est absent. Ce
mécanisme est illustré sur la figure 2c pour le système dynamique (1) modifié par l'ajout d'un
transport méridien de sel (dont l’origine serait la turbulence océanique) entre la boîte tropicale et
polaire :
ẏ=−1− y y+μ− Ny σ (2)
où N est un bruit blanc gaussien stochastique et σ son écart-type. Bien que le mécanisme SR semble
être un bon candidat pour expliquer les propriétés statistiques (i.e temps écoulé entre deux
évènements DO) des reconstructions paléoclimatiques (Alley et al. 2001), rien ne prouve que les
transitions climatiques rapides de la dernière ère glaciaire soient causées par ce mécanisme. En effet
de nombreuses incertitudes persistent, en lien avec 1/ la diversité des méthodes statistiques utilisées
pour analyser les reconstructions paléoclimatiques, 2/ la chronologie des carottes de glace et 3/ la
définition d'une transition climatique. Le mécanisme SR reste donc un mécanisme controversé. En
outre comme nous allons le voir de nombreux autres processus physiques sont capables de
reproduire des oscillations abruptes millénaires en l'absence de forçage périodique externe (solaire).
Le mécanisme de résonance de cohérence (coherence resonance en anglais, CR) par
exemple, équivalent à une résonance stochastique autonome, peut survenir de manière plus générale
dans des systèmes excitables (i.e avec une variabilité intrinsèque), sans le besoin d'un forçage
externe périodique. Ce mécanisme ne peut pas survenir dans le modèle de Stommel qui est
dépourvu de variabilité intrinsèque mais il apparaît en revanche dans le modèle de Welander (1982)
qui est un modèle de convection sans circulation (voir Cessi, 1996), en opposition au modèle de
Stommel qui est un modèle de circulation sans convection. Le mécanisme CR résulte de la
combinaison d'un bruit stochastique et d'un cycle limite intrinsèque au système physique, avec le
niveau de bruit contrôlant la périodicité. La cohérence de la réponse (i.e périodicité) est obtenue
pour une amplitude optimale, ou résonante, du bruit stochastique. Ce concept fut utilisé par
Timmermann et al. (2003) pour montrer que des transitions climatiques rapides d'échelle millénaire

peuvent être excitées lorsque le niveau de bruit dépasse un certain seuil. Ce mécanisme est illustré
sur la figure 3 sur la base d'un modèle à six boîtes de la circulation thermohaline Atlantique soumis
à des conditions mixtes de surface. Notez que ce modèle produit des oscillations millénaires
autonomes (sans bruit) dans une fenêtre d’intensité du cycle hydrologique (voir la figure 4 cidessous
et Colin de Verdière et al., 2006 pour plus de détails). En dehors de cette fenêtre, lorsque
l'amplitude σ du bruit est en dessous d'un certain seuil, la circulation varie autour de l'état stable
donné par le modèle déterministe. Lorsqu'en revanche, l'amplitude du bruit est au dessus de ce seuil,
des oscillations périodiques apparaissent entre les deux états instables associés au modèle
stochastique. Cet effet des fluctuations stochastiques sur le diagramme de bifurcation de la
circulation est montré sur la figure 4. De plus, Timmermann et al. (2003) montrent qu'une
variabilité abrupte millénaire peut être déclenchée par un apport initial d'eau douce dans les hautes
latitudes en présence de bruit stochastique, mais uniquement si l'amplitude de cet apport est assez
grande. Ce mécanisme est illustré sur la figure 3c, un résultat qui a conduit ces auteurs à suggérer
que la variabilité de la dernière période glaciaire résulte d'une interaction entre les calottes
continentales et la circulation océanique: une débâcle massive d'icebergs en Atlantique Nord (i.e un
événement de Heinrich) initie une série d'évènements DO qui à leur tour déclenchent un évènement
de Heinrich avec une périodicité d'environ 10000 ans. Dans ce mécanisme, la calotte continentale
croît par accumulation de neige durant les phases froides (i.e stadiaires) successives associées aux
cycles de DO. Lorsque le volume de la calotte dépasse un certain seuil (explicitement prescrit dans
leur étude), elle se désagrège en une période de 300 ans, impliquant alors une décharge massive
(0.32 Sv) d’eau douce dans l’océan avant qu'un nouveau cycle ne recommence. Dans les
enregistrements paléoclimatiques de la dernière période glaciaire, ces cycles longs O(10000 ans)
sont connus sous le nom de cycles de Bond (Bond et al., 1993).
En plus de ces mécanismes liés à la présence d'un forçage oscillant ou d'un bruit
stochastique, de nombreuses études réalisées avec une hiérarchie de modèles (en boîtes à
intermédiaires) ont montré l'existence de variabilité abrupte millénaire sous forçage externe
constant et sans bruit stochastique. Ces oscillations sont connues sous le nom de ``deep-decoupling
oscillations'' (DDO) d'après l'article original de Winton et Sarachik (1993). Le terme ``deepdecoupling''
provient du fait que l’océan profond est découplé des flux de surface durant les phases
de l'oscillation où la MOC est affaiblie car la convection est absente. Notez que les oscillations
associées au mécanisme CR sont des DDO induites par le bruit. Le mécanisme des DDO
initialement proposé par Winton et Sarachik (1993) est le suivant: lorsque la MOC est dans son état
faible, l'océan polaire profond n’est plus irrigué par la convection car une halocline (i.e poche d'eau
douce) se forme en surface. Il accumule lentement de la chaleur par diffusion turbulente avec les
couches de surface chaude des basses latitudes. A un certain moment, la colonne d'eau polaire
stablement stratifiée devient instable et la convection est re-initiée: la circulation s'intensifie
rapidement et la chaleur accumulée pendant des siècles par l'océan profond est restituée à
l'atmosphère par la convection sur une période de quelques années à quelques décennies. La
rétroaction positive entre la salinité et la circulation tend, durant cette phase relativement courte de
l'oscillation, à renforcer l'intensification de la circulation. Cependant l'augmentation conjointe du
transport de chaleur vers le Nord tend à diminuer la densité de l'océan polaire de surface à travers
son effet sur la SST et la glace de mer. En fait l’équilibre de la circulation forte est lui aussi instable.
Par conséquent, à un certain point, la circulation ralentit et la rétroaction positive entre la salinité et
la circulation travaille en sens inverse: la circulation s'affaiblit encore plus et un nouveau cycle
recommence.
Le diagramme de bifurcation de ces oscillations a été récemment étudié par Colin de
Verdière et al. (2006) à l'aide d'un modèle à six boîtes, identique à celui utilisé dans la figure 3 cidessus.
Si l'amplitude du cycle hydrologique est assez forte et les précipitations polaires assez

faibles, la circulation oscille sur des échelles millénaires entre deux modes instables, i.e un mode
instable halin avec une faible circulation et un mode instable thermique avec une convection active.
Il paraît difficile de supporter ce mécanisme de déclenchement pour les cycles millénaires de la
dernière période glaciaire puisque les oscillations millénaires DDO ne se développent ici que si le
cycle hydrologique est assez fort ce qui est beaucoup plus vraisemblable dans un climat chaud. Les
analyses d'épaisseur des couches annuelles dans les carottes de glace du Groenland, confirment en
effet des valeurs bien inférieures à celles de l'Holocène (Svensson et al., 2008), en accord avec un
océan de surface plus froid durant la dernière période glaciaire. La stabilité des climats glaciaires
serait alors supérieure à celle des climats interglaciaires à cause de leur cycle hydrologique affaibli.
Or c'est exactement l'inverse qui se produit ! Comment pouvons nous donc alors réconcilier
l’instabilité des climats glaciaires avec le mécanisme de déclenchement des DDO
Un premier élément de réponse fut apporté par Winton (1997). En étudiant la sensibilité de
la MOC à la température atmosphérique moyenne de surface dans son modèle couplé océanatmosphère
2D (latitude-profondeur), il montre que la MOC est moins stable pour des climats
froids. L'instabilité se manifeste par des oscillations abruptes millénaires dont la structure
temporelle est similaire aux DDO. Pour Winton l’ingrédient essentiel est la non-linéarité de
l'équation d'état : le fait que le coefficient d’expansion thermique diminue avec la température
implique une plus forte sensibilité des eaux polaires au flux d’eau douce de surface. En utilisant un
modèle océanique 3D couplé à un EBM (energy balance model) et à la glace de mer, Loving et
Vallis (2005) montrèrent que l’apparition des oscillations n’était pas du tout liée à la nonlinéarité de
l’équation d’état mais à un climat suffisamment froid : des oscillations abruptes millénaires
apparaissent en effet dès lors que l'émissivité planétaire est assez élevée. Ce comportement est
reproduit en figure 5 à l'aide du modèle couplé (UVic) dans un contexte assez proche de celui de
Loving et Vallis (Arzel et al., 2010). Ces études montrent donc que l'intensité critique du cycle
hydrologique au delà de laquelle la circulation devient instable diminue lorsque le climat se
refroidit.
Dans le but d'élucider l'origine physique de ce comportement, Colin de Verdière et te Raa
(2010) comparent le diagramme de bifurcation de la MOC dans un modèle 2D couplé océanatmosphère-glace
de mer sous différentes conditions climatiques moyennes. Il ressort de cette étude
que la stabilité réduite des climats froids est essentiellement causée par un transport méridien de
chaleur par la MOC plus faible en climat froid. Pourquoi Le transport de chaleur peut
grossièrement être estimé par le produit de l'intensité de la MOC et de la différence de température
entre la surface et la profondeur à laquelle la MOC exporte de l'eau vers le sud. Puisque l'intensité
de la MOC reste équivalente entre les climats chauds et froids dans leur étude, en accord avec les
observations de Lynch-Stieglitz et al. (2007), la réduction du transport de chaleur lors des périodes
glaciaires ne peut être due qu’à une réduction du contraste thermique entre la surface et le fond.
Mais comme la température basse du système est assez bien contrôlée par la température de fusion
de la glace de mer, seule la la réduction de la température des couches de surface en climat froid
peut venir changer la stratification thermique. Le refroidissement de l'océan de surface est causé en
réalité par l'effet combiné de la réduction de la concentration en CO 2 atmosphérique et de la
présence des énormes calottes continentales (i.e Laurentienne et Fenno-Scandinave). Or ce transport
méridien de chaleur est un régulateur majeur compte tenu de son implication dans la rétroaction
thermique négative comme nous l'avons expliqué au début. L'instabilité des climats glaciaires
trouverait donc sa cause dans l'affaiblissement de cette rétroaction négative entre température et
circulation. Cette conclusion s'est avérée robuste dans l'étude de Arzel et al. (2011) basée sur un
modèle couplé global de complexité intermédiaire, où le transport de chaleur vers le Nord dans
l'océan Atlantique sous conditions glaciaires est environ 10% inférieur à celui obtenu pour un climat
interglaciaire (figure 6).

En conclusion, de nombreuses hypothèses existent pour expliquer l'origine de la variabilité
abrupte millénaire de la dernière période glaciaire. On distinguera les causes déterministes du
système physique où les non-linéarités présentes sont au cœur de l’existence d’oscillations
autonomes de celles associées à la séparation entre les échelles rapides (i.e variabilité synoptique
atmosphérique par exemple) souvent représentées en termes de bruit blanc stochastique, et les
échelles lentes (i.e grande échelle) qui sont explicitement prises en compte dans les équations.
Parmi les mécanismes revus ici, la résonance stochastique est sans doute le plus controversé à
cause, en particulier, de la difficulté d'analyse statistique de séries temporelles liées à des processus
non-linéaires. Le mécanisme brut de résonance de cohérence qui se traduit par l’excitation d'un
cycle limite intrinsèque au système physique par des fluctuations stochastiques, ne permet pas de
dire pourquoi les climats glaciaires sont moins stables que les climats interglaciaires. Ce mécanisme
est uniquement pertinent pour la dernière période glaciaire s'il fait intervenir des perturbations
externes, comme les évènements de Heinrich, pour exciter stochastiquement le système couplé. Il
faut noter que ces hypothèses stochastiques n'ont été que très peu testées dans des modèles couplés
idéalisés à intermédiaires. Ceci crée nécessairement un doute sur leur robustesse mais ne peut en
aucun cas les discriminer. En revanche, les mécanismes déterministes reposant uniquement sur la
dynamique non-linéaire de la circulation thermohaline Atlantique se sont montrés robustes à travers
une grande hiérarchie de modèles purement océaniques et couplés océan-glace de mer-atmosphère.
Les résultats montrent que la réduction du transport de chaleur vers le Nord dans l'Océan Atlantique
pourrait bien être une des clés du puzzle enfoui dans les reconstructions paléoclimatiques des
périodes glaciaires.
Références
Alley, R. B., 2007 : Wally was right : predictive ability of the North Atlantic ”Conveyor Belt”
hypothesis for abrupt climate change. Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 35, 241–272.
Alley, R. B., S. Anandakrishnan, and P. Jung, 2001 : Stochastic resonance in the North Atlantic.
Paleoceanogr., 16, 190–198.
Arzel, O., A. Colin de Verdière, and M. H. England, 2010 : The role of oceanic heat transport and
wind-stress forcing in abrupt millennial-scale climate transitions. J. Clim., 23, 2233–2256.
Arzel, O., M. H. England, A. Colin de Verdière, and T. Huck, 2011 : Abrupt millennial variability
and interdecadal-interstadial oscillations in a global coupled model : sensitivity to the background
climate state. Clim. Dyn., published online, doi 10.1007/s00 382–011–1117–y.
Bond G, Broecker W, Johnsen S, McManus J, Labeyrie L, et al. 1993. Correlations between climate
records from North-Atlantic sediments and Greenland ice. Nature 365:143–47
Bond, G., W. Showers, M. Elliot, M. Evans, R. Lotti, I. Hajdas, G. Bonani, and S. Johnson, 1999 :
The North Atlantic’s 1-2 kyr climate rhythm : relation to Heinrich events, Dansgaard/Oeschger
cycles and the Little Ice Age. Geophysical Monograph, 112, 35–58.
Bond, G., et al., 2001 : Persistent solar influence on North Atlantic climate during the Holocene.
Science, 294, 2130–2136.
Broecker, W. S., D. M. Peteet, and D. Rind, 1985 : Does the ocean-atmosphere system have more
than one stable mode of operation Nature, 315, 21–26.

Bryan, F., 1986 : High latitude salinity effects and interhemispheric thermohaline circulation.
Nature, 323, 301-304.
Cessi, P., 1996 : Convective adjustment and thermohaline excitability. J. Phys. Oceanogr., 26, 481–
491.
Colin de Verdi`ere, A., M. B. Jelloul, and F. Sevellec, 2006 : Bifurcation structure of thermohaline
millennial oscillations. J. Clim., 19, 5777–5795.
Colin de Verdière, A., 2010 : The instability of the thermohaline circulation in a low order model, J.
of Phys. Oceanogr., 40, 757-773.
Colin de Verdi`ere, A. and L. te Raa, 2010 : Weak oceanic heat transport as a cause of the instability
of glacial climates. Clim. Dyn., 35, 1237–1256.
Dansgaard, W., S. Johnsen, H. Clausen, D. Dahl-Jensen, N. Gundestrup, C. Hammer, and H.
Oeschger, 1984 : North Atlantic climatic oscillations revealed by deep Greenland ice cores. in
Climate Processes and Climate Sensitivity, Geophys. Monogr. Ser., 29, 288–298, edited by J. E.
Hansen and T. Takahashi.
Ganopolski, A. and S. Rahmstorf, 2001 : Rapid changes of glacial climate simulated in a coupled
climate model. Nature, 409, 153–158.
Ganopolski, A. and S. Rahmstorf, 2002 : Abrupt glacial climate changes due to stochastic
resonance. Phys. Rev. Lett., 88, 1–4.
Lang, C., M. Leuenberger, and J. Schwander, 1999 : 16 degree C rapid temperature variation in
central Greenland 70 kyr ago. Science, 286, 934–937.
Loulergue, L., et al., 2008 : Orbital and millennial-scale features of atmospheric CH4 over the past
800,000 years. Nature, 453, 383–386.
Loving, J. L. and G. K. Vallis, 2005 : Mechanisms for climate variability during glacial and
interglacial periods. Paleoceanogr., 20, doi :10.1029/2004PA001 113.
Lynch-Stieglitz, J., et al., 2007 : Atlantic meridional overturning circulation during the last glacial
maximum. Science, 316, 66–69.
Manabe, S. and R. J. Stouffer, 1988 : Two stable equilibria of a coupled ocean-atmosphere model. J.
Clim., 1, 841–866.
Marotzke, J., 1996 : Analysis of thermohaline feedbacks, Series I. Decadal climate variability :
Dynamics and predictability, Vol. 44. Anderson, D. L. T. and J. Willebrand ed., NATO ASI Series,
333-378 pp.
Muscheler, R. and J. Beer, 2006 : Solar forced Dansgaard/Oeschger events Geophys. Res. Lett.,
33, 10.1029/2006GL026 779.
Nakamura, M., P. H. Stone, and J. Marotzke, 1994 : Destabilization of the thermohaline circulation

y atmospheric eddy transport. J. Clim., 7, 1870–1882.
North Greenland Ice Core Project members, 2004: High-resolution record of Northern Hemisphere
climate extending into the last glacial period, Nature, 431, 147-151
Oeschger, H., J. Beer, U. Siegenthaler, B. Stauffer, W. Dansgaard, and C. C. Langway, 1984 : Late
glacial climate history from ice cores. in Climate Processes and Climate Sensitivity, Geophys.
Monogr. Ser., 29, 299–306, edited by J. E. Hansen and T. Takahashi.
Severinghaus, J. P. and E. J. Brook, 1999 : Abrupt climate change at the end of the last glacial
period inferred from trapped air in polar ice. Science, 286, 930–934.
Stommel, H., 1961 : Thermohaline convection with two stable regimes of flow. Tellus, 13, 224–230.
Stouffer, R. J., et al., 2006 : Investigating the causes of the response of the thermohaline circulation
to past and future climate changes. J. Clim., 19, 1365–1387.
Svensson, A., et al., 2008 : A 60,000 year Greenland stratigraphic ice core chronology. Clim. Past,
4, 47–57.
Timmermann, A., H. Gildor, M. Schultz, and E. Tziperman, 2003 : Coherent resonant millennial
scale climate oscillations triggered by massive meltwater pulses. J. Clim., 16, 2569–2585.
Vélez-Belchí, P., A. Alvarez, P. Colet, and J. Tintoré, 2001 : Stochastic resonance in the
thermohaline circulation. Geophys. Res. Lett., 28, 2053–2056.
Welander, P., 1982 : A simple heat-salt oscillator. Dyn. Atm. Oceans, 6, 233–242.
Winton, M., 1997 : The effect of cold climate upon North Atlantic Deep Water formation in a
simple ocean-atmosphere model. J. Clim., 10, 37–51.
Winton, M. and E. S. Sarachik, 1993 : Thermohaline oscillations induced by strong steady salinity
forcing of ocean general circulation models. J. Phys. Oceanogr., 23, 1389–1410.
Wunsch, C., 2002 : What is the thermohaline circulation Science, 298, 1179–1181.

FIGURE 1. Evolution du rapport isotopique (δ 18 O ) de l'oxygène piégé dans la carotte de glace
NGRIP (North Greenland Ice Core Project, 1996-2003) au cours des 100 000 dernières années, avec
une résolution de 50 ans (NGRIP, 2004). Le site NGRIP est localisé à 75.10°N-42.32°W à une
altitude de 2917 mètres. La carotte de glace est longue de 3085 mètres, et s'étend donc jusqu'en
dessous du niveau de la mer. Lorsque l'air se refroidit, la vapeur d'eau se condense, et les molécules
les plus lourdes contenant les atomes 18 O tendent à précipiter en premières, laissant alors une plus
grande concentration d'oxygène 16 dans la masse d'air. Les valeurs hautes de δ 18 O indiquent par
conséquent des périodes climatiques anormalement chaudes. Les évènements de Dansgaard-
Oeschger sont numérotés en rose. La ligne pointillée délimite la période interglaciaire actuelle
(l'Holocène) du dernier âge de glace. L'Eémien est le dernier interglaciaire (114-131 ka avant le
présent).

FIGURE 2. Solutions du modèle du Stommel sous conditions variées. (a) Diagramme de
bifurcation du système dynamique (1). Deux équilibres stables thermique y < 1 et halin y >1 en
traits pleins rouge et bleu, respectivement, et un équilibre thermique y < 1 instable (trait rouge
pointillé) apparaissent pour 0

FIGURE 3. Illustration du mécanisme de résonance de cohérence (CR): des transitions abruptes
millénaires de la MOC sont excitées par un forçage d'eau douce (1.5 m an -1 ) contenant une
composante stochastique issue d'une distribution gaussienne. (a) La géométrie du modèle est celle
d'un modèle à six boîtes soumis aux conditions mixtes de surface. Les équations sont similaires à
celles du modèle de Stommel sauf que l’instabilité convective est présente. (b) Lorsque l'amplitude
σ du bruit est en dessous d'un certain seuil (bleu), la circulation varie autour de l'état stable donné
par le modèle déterministe (sans bruit). Lorsqu'en revanche, l'amplitude du bruit est au dessus de ce
seuil (noir), des oscillations périodiques apparaissent entre les deux états instables associés au
modèle stochastique. (c) Réponse du modèle à un apport d'eau douce F dans la boîte polaire en
présence de bruit stochastique d'amplitude σ= 0.04 Sv. La perturbation est maintenue pendant les
100 premières années de l'expérience. Des oscillations abruptes millénaires apparaissent lorsque
l'amplitude de la perturbation initiale est assez forte. Notez qu’en l'absence de bruit stochastique
(solutions autonomes), le modèle n’oscille pas quelque soit l'amplitude de la perturbation initiale
pour cette intensité particulière de forçage d'eau douce (1.5 m an -1 ). Les oscillations millénaires
autonomes apparaissent en fait pour des cycles hydrologiques plus intenses (figure 4).

FIGURE 4. Diagrammes de stabilité de la MOC dans le modèle à six boîtes utilisé dans la Fig. 3
sans bruit stochastique (a) et avec une composante de flux d'eau douce stochastique de 0.12 Sv
appliquée sur les trois boîtes de surface (b). La fenêtre d'oscillations abruptes millénaires du modèle
déterministe est élargie lorsqu'une composante stochastique est inclue. Les modes stables (instables)
de la circulation sont représentés par des cercles (croix).

FIGURE 5. Evolution temporelle de l'intensité de la MOC simulée par le modèle océanatmosphère-glace
de mer UVic en réponse à une évolue lente du climat de conditions interglaciaires
(CO 2 = 280 ppm sans glace continentale) vers des conditions glaciaires (CO 2 =200 ppm, bord de
glace continentale à 50°N). La géométrie du modèle est idéalisée et correspond aux dimensions
approximatives de l'océan Atlantique (secteur sphérique à deux hémisphères, large de 60° de
longitude et profond de 4500 m, avec un courant zonal périodique dans l'hémisphère sud entre 50°S
et 60°S pour représenter simplement le Courant Antarctique Circumpolaire). Des oscillations
abruptes millénaires émergent lorsque le climat est suffisamment froid. Voir Arzel et al. (2010) pour
plus de détails.

FIGURE 6. (a) Transport de chaleur océanique dans le bassin Atlantique (1 PW = 10 15 W) dans le
modèle de complexité intermédiaire UVic en géométrie globale sous conditions glaciaires (bleu) et
pré-industrielle (rouge) pour une amplitude de flux d'eau douce de -0.29 Sv. (b) Le plus faible
transport de chaleur sous conditions glaciaires implique l'existence de variabilité abrupte millénaire
dans une fenêtre d'intensité du cycle hydrologique. (c) Sous conditions pré-industrielle en revanche,
le transport de chaleur plus élevé stabilise le climat quelque soit l'intensité du cycle hydrologique et
aucune variabilité abrupte millénaire n'apparaît. Les modes stables (instables) de la circulation sont
représentés par des cercles (croix). Voir Arzel et al. (2011) pour plus de détails.