Deux nouveaux forages profonds sont désormais disponibles en Antarctique (Fig. 2). L'un, réalisé en 1995 et 1996 au site de Dome Fuji par une équipe japonaise, a atteint 2503 m, profondeur à laquelle le carottier s'est bloqué ; il couvre trois cycles climatiques [17]. L'autre, conduit au Dome C dans le cadre du projet européen EPICA (European Programme for Ice Coring in Antarctica), devrait donner accès à de la glace vieille de plus de 500 000 ans.

L'enregistrement isotopique du Dome F et celui de Vostok sont remarquablement similaires sur leur partie commune, qui couvre 330 000 ans (330 ka). La Fig. 3 [59] a été construite en utilisant une échelle de temps établie pour le site de Dome F. Celle-ci est a priori plus précise que celle de Vostok. En effet, dans le cas d'un dôme, il n'y a pas à tenir compte des variations spatiales d'accumulation, comme c'est le cas à Vostok, site pour lequel la glace profonde provient de la région de Ridge B, plus de 200 km en amont [45]. Cette chronologie de Dome F a été établie en mettant en œuvre une méthode inverse développée par Parennin et al. [40]. De façon classique [45], l'idée consiste à combiner deux modèles, l'un décrivant l'écoulement de la glace, l'autre l'histoire de l'accumulation. L'originalité de la méthode repose sur la recherche d'une solution qui optimise l'ensemble des informations chronologiques disponibles. Dans le cas de Dome F, cette information est essentiellement d'origine orbitale, avec un cycle précessionnel bien marqué dans le profil de teneur en oxygène 18 de la glace, lequel témoigne des variations de la température du site. L'hypothèse appliquée dans la méthode inverse équivaut simplement à affirmer que le nombre de ces cycles est correctement décompté, sans que ne soit imposée celle de déphasages constants entre forçage orbital et enregistrements climatiques, qui est généralement faite pour dater les sédiments marins [21,35], et l'a également été pour certaines des chronologies du forage de Vostok [49,55].

Une fois placés sur cette échelle de temps commune, en utilisant un nombre d'événements facilement identifiables, les enregistrements isotopiques de Dome F et Vostok apparaissent extrêmement similaires sur l'ensemble des trois derniers cycles climatiques (r²=0,96). Ce résultat est remarquable au regard de la distance entre les deux sites (∼1500 km), car il concerne aussi bien les grandes variations (terminaisons, interglaciaires et interstades) que celles moins marquées, mais facilement identifiables, des périodes glaciaires. La confirmation d'une déglaciation en deux étapes lors de la terminaison III (autour de 245 ka) avec un événement type ACR (Antarctic Cold Reversal ), caractéristique de la dernière transition climatique [25,27], en constitue un exemple intéressant (Fig. 3f). Cependant, dans ce cas, l'ACR intervient en tout début de déglaciation [59]. Un autre point concerne l'amplitude extrêmement similaire des signaux isotopiques, avec pour conséquence des variations de température tout à fait comparables, si l'on admet que les relations température/isotopes observées à l'échelle spatiale s'appliquent pour estimer les paléotempératures en un site donné. Soulignons que nous avons désormais un ensemble d'éléments qui montrent que cette hypothèse, qui au Groenland conduit à une sous-estimation notoire des changements de température [15,16,22,23], est applicable en Antarctique, tout au moins dans les régions centrales [28]. En particulier, l'estimation des paléotempératures du Dome F est, tout comme celle de Vostok, peu affectée par la prise en compte de l'influence des changements de l'origine des précipitations. Cette influence peut être évaluée à partir des enregistrements conjoints des teneurs en deutérium et en oxygène 18 de la glace [28,53,54].

Le site du Dome F aurait probablement pu permettre de remonter plus loin dans le temps qu'à Vostok, mais la perte du carottier y a provoqué l'arrêt des opérations de forage environ 600 m au-dessus du socle rocheux. Cette même mésaventure est survenue au forage entrepris sur le site du Dome C dans le cadre du projet européen EPICA (European Project for Ice Coring in Antarctica), placé sous l'égide de la Fondation européenne de la science et fortement soutenu par la Commission européenne. Ce projet, qui implique dix pays (Allemagne, Belgique, Danemark, Italie, France, Norvège, Pays-Bas, Royaume-Uni, Suède et Suisse), a démarré en 1995, avec l'objectif de réalisation de forages profonds en deux sites complémentaires de l'Antarctique de l'Est. L'un devait être localisé sur un dôme, avec l'espoir que le forage puisse couvrir cinq cycles climatiques, l'autre dans le secteur atlantique, pour permettre une comparaison optimale avec les enregistrements du centre du Groenland (GRIP et de GISP2). Le site du Dome C, où les équipes françaises avaient déjà mis en œuvre un forage de 900 m au cours de la saison 1977–1978 [33], s'avérait idéalement placé pour extraire de la glace vieille de plus de 500 000 ans. Le choix était plus compliqué pour le second forage, car le secteur atlantique de l'Antarctique de l'Est était alors complètement inexploré et une série de campagnes de reconnaissance sera nécessaire pour identifier un site de forage approprié. Un tel site a été identifié dans la région de Dronning Maud Land (DML) et le forage profond commencé fin 2001 a atteint la profondeur de près de 1500 m en février 2003.

Le nouveau forage du Dome C démarre en 1996 mais, deux ans plus tard, le carottier est bloqué à une profondeur de 780 m et le projet doit impérativement repartir de la surface. Les opérations reprennent au cours de la saison 2000–2001 et viennent d'être couronnées de succès : 1459 m à la fin de la première campagne (janvier 2001), 2871 m en janvier 2002, puis 3150 m à la fin janvier 2003, une centaine de mètres au-dessus du socle. Grâce aux mesures de conductivité électrique réalisées en continu sur le terrain (ce paramètre est affecté par la présence plus ou moins grande d'impuretés), il devient possible d'attribuer un âge, au moins approximatif, aux carottes, à mesure qu'elles sont extraites, puis analysées. La méthode repose sur la comparaison de ce profil de conductivité (Fig. 4) avec celui disponible sur le forage de Vostok, dont on connaı̂t l'âge avec une bonne précision, jusqu'à la profondeur (∼3300 m) correspondant à 420 ka. Tout indique que cet âge atteint au Dome C est dépassé et que c'est de la glace vieille de 530 000 ans qui a été ramenée à la surface dès la fin de la seconde campagne [18]. Cet âge pourrait être beaucoup plus élevé à proximité du socle, car les couches s'amincissent considérablement sous l'effet de l'écoulement de la glace. Mais il faudra d'autres analyses (en particulier celle de la teneur isotopique de la glace) pour confirmer les premières estimations et vérifier que les couches de glace ne sont pas perturbées. À ce stade, nous retiendrons qu'il y a, grâce au nouveau carottage Dome C, un espoir d'étendre les enregistrements glaciaires au-delà des quatre cycles climatiques couverts par la glace de Vostok.

Au-delà de la remarquable corrélation entre gaz carbonique et climat illustrée sur la Fig. 1, subsistent des questions sur l'existence possible de déphasages entre ces deux paramètres, dont les variations sont respectivement enregistrées dans la glace (teneur en deutérium qui reflètent la température de l'Antarctique) et dans les bulles d'air qui y sont piégées (gaz à effet de serre). Ce piégeage se produit en profondeur à la base du névé et les bulles d'air sont plus jeunes que la glace qui les contient. Dans un site à faible accumulation comme celui de Vostok, la différence d'âge gaz/glace [4], Δ_âge, peut atteindre des valeurs très importantes (jusqu'à 7000 ans). Mais surtout, la valeur de Δ_âge, calculée à l'aide d'un modèle de densification, y est affectée d'une incertitude qui peut atteindre 1000 ans, voire plus, lors de déglaciations tout au long desquelles l'accumulation varie de façon importante. Cette incertitude obère d'autant l'estimation de déphasages éventuels entre gaz à effet de serre et climat et se reflète directement sur celle proposée dans les références [19,37]. À partir de mesures réalisées sur la glace, soit de Vostok, soit du Dome C, ces auteurs suggèrent qu'au cours des déglaciations, les variations du gaz carbonique suivent celles de la température en Antarctique de 600 et 800 ans, respectivement.

Caillon et al. [12] ont récemment développé une méthode qui permet de se libérer de cette incertitude inhérente à l'estimation de Δ_âge. Elle part de l'observation, tout à fait inattendue, d'une corrélation très étroite (Fig. 5a) entre la teneur en deutérium de la glace et la composition en isotopes 36 et 40 de l'argon contenu dans les bulles d'air (δ⁴⁰Ar). Ces analyses isotopiques extrêmement précises, réalisées entre ∼250 et 240 ka (période couvrant la terminaison III et l'entrée en glaciation qui l'a suivie), suggèrent que la valeur de δ⁴⁰Ar est directement influencée par la température au site de Vostok, ou éventuellement par l'accumulation. Comme le soulignent ces auteurs, les mécanismes sous-jacents qui font intervenir les fractionnements dans le névé (gravitationnel et thermique) sont loin d'être compris, mais la température en est probablement le paramètre clé. L'analyse isotopique de l'argon offre donc la possibilité d'estimer la température à Vostok à partir d'une quantité mesurée dans les bulles d'air et élimine, par là même, l'incertitude liée au Δ_âge dans toute comparaison entre température et composition des bulles d'air. Dans ce contexte, les résultats de Caillon et al. [12] suggèrent que, lors de la terminaison III, l'augmentation de teneur en CO₂ survient 800 ans (±200) après celle de la température à Vostok (Fig. 5b). La comparaison avec les variations du méthane et de l'oxygène 18 de l'air confirme, en outre, que l'augmentation en gaz carbonique précède la déglaciation dans l'hémisphère nord et y aurait contribué à travers les rétroactions rapides liées à la vapeur d'eau, à la glace de mer et aux nuages [34,41,44].

Le fait que l'augmentation de la température antarctique précède celle du CO₂ ne remet donc pas en cause le rôle des gaz à effet de serre dans le climat du Quaternaire, dont le forçage astronomique et les gaz à effet de serre sont respectivement le métronome et un des mécanismes amplificateurs. Soulignons d'ailleurs qu'une telle séquence apparaı̂t logique du point de vue du cycle du carbone, dans lequel l'océan Austral joue vraisemblablement un rôle capital. Une fois que celui-ci commence à se réchauffer, en phase probablement avec l'Antarctique, il faut un certain temps (et une valeur de 800 ans semble ici raisonnable) pour que la circulation de cette partie de l'océan mondial se modifie et permette aux couches profondes d'arriver à la surface et de libérer les importantes quantités de CO₂ nécessaires pour en modifier la composition atmosphérique [12]. En ce sens, la situation diffère de celle que nous vivons actuellement, car, dans le passé, le forçage était interne, contrairement à celui, externe, lié aux activités anthropiques [30]. À l'inverse, les rétroactions rapides qui opéraient dans le passé le feront également dans le futur.

L'analyse des bulles d'air a joué un rôle essentiel dans l'établissement de corrélations entre les enregistrements des deux grandes calottes polaires. La méthode s'appuie sur le fait que la composition de l'atmosphère s'homogénéise rapidement. Elle a été mise en œuvre en utilisant la composition en oxygène 18 de l'air [5,6] et celle en méthane [7,8] comme marqueurs interhémisphériques. Cependant, sa précision est limitée par les incertitudes sur les Δ_âge, lorsqu'il s'agit de passer à la comparaison de séries climatiques enregistrées dans la glace et non dans les bulles. L'incertitude sur Δ_âge est d'autant plus faible que l'accumulation est élevée et les comparaisons les plus précises sont donc, a priori, celles qui impliquent également un carottage antarctique à accumulation relativement forte, tel celui de Byrd. C'est dans cet esprit que Morgan et al. [38] ont récemment corrélé, tout au long de la dernière déglaciation, le carottage du Law Dome, site côtier à très forte accumulation, et celui de GRIP. Même si ces auteurs ont combiné les analyses en méthane et en oxygène 18 de l'air, les incertitudes liées aux Δ_âge ne sont pas encore définitivement levées. Il reste donc intéressant d'explorer des approches qui ne souffrent pas d'une telle limitation. C'est le cas de celles récemment mises en œuvre par Caillon et al. [10] et par Raisbeck et al. [43].

Dans son esprit, l'approche de Caillon et al. [10] est proche de celle décrite ci-dessus. De la même façon, elle s'appuie sur le fait que la teneur isotopique des bulles d'air en argon (δ⁴⁰Ar) et, pour les mêmes raisons, celle en azote 15 (δ¹⁵N) sont influencées par les variations du climat (température et éventuellement accumulation). Ainsi, Caillon et al. [11] ont identifié le début du réchauffement correspondant à la transition 5d/5c, il y a environ 108 000 ans, directement à partir des profils en δ¹⁵N et δ⁴⁰Ar. Le lien entre cet événement (début du réchauffement à Vostok) et les variations rapides du Groenland peut alors être établi à partir des profils de teneur en méthane, dont il a été montré que les variations sont, à quelques dizaines d'années près au maximum, synchrones avec les réchauffements abrupts identifiés à partir de l'oxygène 18 de la glace de GRIP et GISP2 [9,13,48]. Comme ces mêmes variations de teneur en méthane sont enregistrées dans l'air piégé à Vostok, leur comparaison avec celles en δ¹⁵N et δ⁴⁰Ar y permet une corrélation directe des changements de température en Antarctique et au Groenland. Celle-ci indique que lors de la transition 5d/5c, la température en Antarctique commence à augmenter 2700 ans avant le réchauffement rapide correspondant (événement Dansgaard/Oeschger DO/24). Dans la mesure où elle s'appuie uniquement sur des paramètres, δ¹⁵N, δ⁴⁰Ar et CH₄, analysés dans l'air de Vostok, cette méthode est effectivement exempte des incertitudes liées aux Δ_âge.

Ce résultat confirme et étend ceux obtenus par Blunier et al. [8] et Blunier et Brook [7]. À partir d'enregistrements obtenus à Byrd en Antarctique de l'Ouest, ces auteurs ont montré que, pour sept événements millénaires majeurs entre 30 et 90 ka (A1 à A7), le début du réchauffement précède une variation rapide et importante au Groenland de 1000 à 3000 ans (DO/8, 12, 14, 17, 19, 20 et 21). À première vue, cet ensemble de résultats semble contradictoire avec ceux de Bender et al. [5] qui, à partir de la comparaison des profils de teneur en oxygène 18 de l'air, suggèrent que ces mêmes événements sont, en moyenne, en phase à ±1,3 ka près. Blunier et Brook [7] soulignent qu'il n'en est rien. En effet, le déphasage que ces auteurs mettent en évidence se réfère au début des réchauffements, tandis que Bender et al. [5] prennent en compte leurs maxima, dont Blunier et Brook [7] concluent effectivement qu'ils sont en phase avec les événements Dansgaard/Oeschger correspondants.

Raisbeck et al. [43] se sont appuyés sur l'existence d'un pic de production de béryllium 10, isotope cosmogénique, autour de 40 ka. Ce pic, découvert dans la glace des forages Vostok et Dome C [42] et identifié ensuite dans l'ensemble des carottages de l'Antarctique et du Groenland, a en fait ce caractère global parce que le phénomène qui en est à l'origine, vraisemblablement une diminution forte du champ magnétique terrestre, a affecté l'ensemble de notre planète. Il est donc extrêmement intéressant pour corréler des enregistrements obtenus à partir de l'analyse de la glace [60], même si la méthode ne peut guère s'étendre au-delà de la période d'environ 2000 ans couverte par le pic. Raisbeck et al. [43] ont obtenu un nouveau profil très détaillé du béryllium 10 sur le forage EPICA Dome C (résolution de 11 cm, soit de 9 ans en moyenne sur une période d'environ 6000 ans, sur laquelle le profil de teneur en deutérium permet d'identifier une série de quatre événements qui peuvent être associés aux DO de 8 à 11). Les structures internes au pic du béryllium permettent une excellente corrélation entre GRIP et EPICA Dome C. À GRIP, ce pic couvre le DO/10 et, à Vostok, l'événement qui en est la contrepartie. Ceci implique qu'à la précision près de la corrélation des pics du béryllium 10, estimée à 200 ans, ceux-ci sont synchrones. Cette conclusion et celle déduite des mesures du méthane apparaissent contradictoires. Il faut cependant souligner que cette dernière n'a été établie que pour des événements majeurs (DO/8 et 12 correspondant aux événements antarctiques A1 et A2 dans le cas présent). Par ailleurs, dans la ligne de la différence d'approche mentionnée ci-dessus (référence au démarrage du réchauffement ou à son maximum), il est intéressant de noter que le DO/10 est plus symétrique à GRIP que ne le sont les DO/8 et 12, avec un réchauffement rapide moins marqué et donc une forme plus proche des événements de l'Antarctique. Ces deux remarques laissent place à une explication selon laquelle les déphasages entre Antarctique et Groenland n'existent que pour les DO majeurs, dont certains tels DO/8 et 12 sont associés avec des événements de Heinrich, alors que les réchauffements intermédiaires sont en phase, tout au moins le DO/10.

Quatre séries sont reportées sur la Fig. 6. Waelbroeck et al. [57] ont étendu la reconstruction du niveau marin à quatre cycles climatiques. À cette fin, ces auteurs ont combiné les informations dérivées d'enregistrements de l'oxygène 18 analysé dans des foraminifères benthiques de l'Atlantique nord et du Pacifique équatorial, après avoir établi et validé les relations entre ces séries benthiques et le niveau marin au cours du dernier cycle climatique. La courbe de température de l'océan Indien équatorial est basée sur l'analyse des alkénones, initialement réalisée sur le dernier cycle [46] et étendue depuis à quatre cycles complets. Sa comparaison avec la température de l'océan Indien sud déduite de l'analyse isotopique de foraminifères planctoniques [47] illustre la grande différence de la variabilité glaciaire–interglaciaire de la température océanique dans les tropiques, d'une part, et dans les latitudes moyennes, de l'autre. Enfin, la courbe de Vimeux et al. [54] est, quant à elle, basée sur l'analyse conjointe du deutérium et de l'oxygène 18 de la carotte de Vostok, mettant à profit le lien existant entre excès en deutérium (d = δD – 8 ×δ¹⁸O) et température de la source des précipitations antarctiques. La reconstruction présentée représente les variations de la température moyenne de cette source, dont il faut noter qu'elle se déplace géographiquement au cours du temps, ce qui explique à la fois la forte empreinte de l'excentricité (périodicité de 40 ka) et le fait que cet enregistrement diffère notablement d'une courbe de température océanique telle celle de Salvignac [47], qui, quant à elle, s'applique à une zone géographique précise. À noter que cette même approche, appliquée au forage EPICA Dome C, a permis de mettre en évidence qu'au cours de la dernière déglaciation, la température de la source océanique des précipitations s'était réchauffée en deux étapes, avec un OCR (Oceanic Cold Reversal ) déphasé de quelques centaines d'années par rapport au refroidissement (ACR) observé en Antarctique [51].

L'analyse des propriétés magnétiques des sédiments marins offre des perspectives nouvelles et intéressantes, désormais largement explorées pour l'étude du dernier glaciaire. Cette approche [31] est basée sur l'utilisation des variations d'intensité paléomagnétique, dont a été construite une courbe de référence composite NAPIS-75 (North Atlantic Paleomagnetic Intensity Stack). NAPIS-75 présente des similarités avec les variations des flux de chlore 36 et de béryllium 10 déduits de l'analyse de ces isotopes cosmogéniques dans les glaces du Groenland. Ces similarités, qui s'étendent à des excursions géomagnétiques telles celle de Laschamps autour de 40 ka, résultent du fait que la production de ces isotopes est modulée par le champ géomagnétique et fournissent un moyen de placer sédiments marins et glaces du Groenland sur une échelle de temps commune. Ces propriétés magnétiques permettent, par ailleurs, de corréler les sédiments marins entre eux et offrent donc un cadre de comparaison des enregistrements glaciaires et océaniques [36]. Enfin, Laj et al. [32] ont calculé la production de carbone 14 dans l'atmosphère en combinant la courbe d'intensité paléomagnétique avec un modèle de production de cet isotope et en tenant compte des changements de circulation océanique dans l'Atlantique nord (cf. Stuiver et al. [52] pour une discussion générale de la calibration carbone 14). Cette modélisation permet, en particulier, de proposer une correction des âges carbone 14 sur la période 25–40 ka, pour laquelle une courbe de calibration n'est pas disponible [32].

Outre ce problème de calibration lié à la variation de la production de carbone 14 dans le passé, les datations des sédiments marins basées sur l'analyse de cet isotope sont sujettes à une autre correction dite « d'âge réservoir ». Celle-ci résulte du fait que le rapport ¹⁴C/¹²C des eaux de surface (dans lesquelles vivent les foraminifères) diffère de celui de l'atmosphère. La méthode classique consiste à supposer que cet âge réservoir est constant pour une région océanique donnée, mais deux études récentes montrent qu'il s'agit là d'une hypothèse erronée. Dans la ligne de la méthode proposée par Bard [1], elles sont, l'une et l'autre, basées sur la comparaison de séries océaniques datées au ¹⁴C avec des événements dont une chronologie absolue est disponible.

Waelbroeck et al. [56] utilisent les variations rapides correspondant à la transition vers le Bolling Allerod et à la fin du Younger Dryas, très bien marquées dans les profils de température déduits de l'analyse de trois carottes de l'Atlantique nord. Ces variations sont, à l'évidence, synchrones de celles enregistrées dans les profils isotopiques de GRIP et GISP2, ce qui, après prise en compte de la correction ¹⁴C, permet de déduire les âges réservoir. Ceux-ci varient d'une carotte à l'autre avec, pour les deux situées au nord de 40°N, des valeurs qui peuvent atteindre près de 2000 ans à 15 ka (événement Heinrich I) et sont proches de 1000 ans à la fin du Younger Dryas, soit de trois à cinq fois plus élevées que durant l'Holocène. Ces larges variations sont probablement liées à des changements majeurs de la circulation et de la couverture de glace dans ces régions et leur prise en compte permet de réconcilier les chronologies marines dans l'Atlantique nord [56].

Siani et al. [50] utilisent des couches de cendres volcaniques, présentes dans une carotte de la mer Adriatique, comme horizons repères. La différence entre l'âge ¹⁴C des foraminifères présents dans cette couche et celui des dépôts de charbon d'origine continentale qui y sont associés (ou avec l'âge de ces couches déterminé de façon indépendante), donne accès à l'âge réservoir. En Méditerranée, ceux-ci sont restés proches de leur valeur actuelle tout au cours des derniers 18 000 ans, sauf au début de la déglaciation, période pour laquelle ils ont augmenté d'un facteur 2. Par ailleurs, la chronologie prenant en compte ces âges réservoir met en évidence une bonne corrélation entre les variations de la température en Méditerranée et au centre du Groenland [50].

Il s'agit là d'estimations notablement plus faibles que celles proposées par Waelbroeck et al. [56] pour l'Atlantique nord. Cette différence est liée, pour partie, aux incertitudes inhérentes aux méthodes adoptées, mais elle tient probablement pour une large part à des différences d'origine géographique.