La découverte, il y a une dizaine d'années, de l'extrême instabilité du climat glaciaire, avec une variabilité climatique rapide de grande amplitude à l'échelle de l'ensemble du Globe, nous offre un terrain d'expérience et des challenges analytiques exceptionnels pour l'étude des interactions entre les différentes composantes du système climatique lors de ces changements rapides : circulation atmosphérique et océanique de surface, cycle de l'eau atmosphérique et biosphère, gaz à effet de serre, couverture de neige ou glace aux hautes latitudes et albédo, réponse de l'hydrologie profonde, circulation thermohaline et transferts méridiens de chaleur, interaction entre hémisphères et systèmes océaniques. Notre but, dans cette contribution à ce numéro thématique des Comptes rendus Geoscience consacré au climat, est de montrer à partir de quelques études récentes comment on peut espérer découpler certains de ces mécanismes, et en particulier évaluer le rôle des instabilités océaniques et glaciaires.

Tout au long de la dernière période glaciaire, des changements climatiques rapides ont laissé leur empreinte dans la composition isotopique de l'oxygène (δ¹⁸O) des glaces, du Nord au Sud du Groenland [19,20,26,58]. Durant chacun de ces événements (dits de Dansgaard–Oeschger (D–O), en l'honneur de leurs découvreurs), un réchauffement rapide de 10 °C ou plus (en quelques décennies), est suivi d'un refroidissement graduel, pendant environ 1000 à 2000 ans. Vingt et un de ces cycles ont ponctué la période entre 75 000 et 15 000 ans BP (dont 16 entre 28 et 58 ka BP, la période la plus homogène du stade isotopique 3, soit un tous les 2000 ans en moyenne). Ces cycles ont été regroupés, sur cette durée, en six oscillations plus lentes. Chacune débute par l'interstade le plus chaud, et se termine par le stade le plus froid. La plupart des autres paramètres mesurés dans la glace montrent de telles oscillations, avec des maxima (ou minima) pendant les stades froids, et un ralentissement (une accélération) brutale lors du réchauffement. On peut citer, en particulier, la teneur en ions (marquant l'apport océanique [47]), et la teneur en poussières désertiques (marquant un transport accru depuis l'Asie centrale [4]). Cette alternance se déroule de façon quasi identique au cours de la période 70 à 25 000 ans BP dans toute une série d'enregistrements marins dans l'Atlantique nord et les mers Arctiques. C'est particulièrement vrai au nord de 40° N, où les événements les plus froids sont associés à une grande quantité de détritus transportés par les icebergs, marqueurs de débâcles massives des bordures marines des calottes glaciaires, en particulier la Laurentide (événements dits de Heinrich [11,28]). Plus généralement, on peut citer, parmi les observations les plus significatives, les variations d'abondance et de δ¹⁸O des espèces polaires et sub-polaires des foraminifères fossiles marquant des oscillations nord–sud du front polaire. Celles-ci accompagnent chacune des oscillations isotopiques de la glace, avec une migration vers le sud des fronts polaire et sub-polaire à chaque stade froid [7,8,14,17,36,59], les changements des propriétés magnétiques des sédiments montrant une diminution du transport par les eaux de fond à chaque stade froid [23,33,34,55] et les changements de δ¹³C des foraminifères benthiques traçant une baisse parallèle de la ventilation des eaux profondes [59,68].

Les relations entre les cycles à haute fréquence D/O et les cycles plus lents qui culminent dans les événements de Heinrich (tous les 7000 à 15 000 ans) ne sont pas encore complètement éclaircis. Lors des événements de Heinrich typiques, la calotte laurentide (en particulier la région de la baie d'Hudson, au nord) est la source essentielle du matériel détritique accumulé au nord de l'Atlantique [27,30]. Il ne fait plus guère de doute que ces événements ont pour origine une instabilité cyclique dans les écoulements des bordures marines des calottes. McAyeal [45] a proposé qu'ils se déclenchent après une accumulation importante quand le réchauffement tellurique de la base dépasse 0 °C. On retrouve une réponse sédimentaire voisine pour les D/O (dépôts de détritiques glaciaires et anomalie de δ¹⁸O des foraminifères) dans les sédiments du Sud et de l'Est de la mer de Norvège [21,56,70]. Ces signaux seraient donc surtout liés à la croissance des calottes fenno-scandinave et islandaise. Les signaux paléoclimatiques du Nord de l'Atlantique intègrent les effets Laurentide (Heinrich) et FennoScandie (D/O), comme au Groenland.

Il ne fait pas de doute que le système climatique de basse latitude est lui aussi affecté par une variabilité climatique millénaire. Les systèmes de mousson, en mer d'Arabie [43], dans la baie du Bengale [Kallel et al., en préparation], en Indonésie [18,44]), dans le Pacifique de l'Ouest [66] et dans l'Est asiatique [72] montrent une variabilité rapide analogue à celle du Nord de l'Atlantique. Les interstades chauds correspondent à une augmentation de la mousson (augmentation des upwellings liés aux vents de mousson, diminution de la salinité) et les stades froids à une augmentation de la sécheresse et de la salinité de surface des océans. De même, Peterson [52] a mis en évidence par l'étude des sédiments de la fosse de Cariaco (Venezuela) une oscillation rapide de la zone de convergence intertropicale (ITCZ) vers le sud, à chaque événement froid observé au Groenland, et une évolution contraire tout aussi rapide vers l'interstade chaud. Lea et al. [41] viennent de montrer sur la même série sédimentaire que ces oscillations s'accompagnent d'un refroidissement des eaux de surface de forte amplitude (3 à 4 °C), synchrone, à quelques dizaines d'années près, des changements observés au Groenland. Ces signaux ont les mêmes caractéristiques générales que le méthane de la glace au Groenland ou en Antarctique [13,63]. Comme suggéré par ces auteurs, il s'agit là probablement de la mise en évidence d'une variabilité de la source de méthane liée aux oscillations de la mousson en région intertropicale.

On retrouve une évolution voisine dans la composition isotopique des spéléothèmes à travers le bloc Europe–Asie (δ¹⁸O à Hulu Cave, Chine [72] et à Socotra Island en mer d'Arabie [12] et δ¹³C de la grotte de Villars, France [25]). La grande analogie dans le détail de l'évolution de ces signaux et la proximité régionale plaident pour un synchronisme parfait des signaux océaniques de l'Atlantique nord et des continents voisins avec ceux du Groenland, y compris aux basses latitudes nord. L'existence de quelques repères stratigraphiques communs entre glace et sédiments marins (en particulier ceux liés aux changements d'intensité du champ magnétique terrestre, comme l'abondance du ¹⁰Be [3], du ³⁶Cl [2,71] ou du ¹⁴C [40]), et les datations U/Th des spéléothèmes [12,25,72] renforcent cette hypothèse.

Les différents signaux décrits précédemment entretiennent tous des liens morphologiques et/ou dynamiques étroits avec les signaux références du δ¹⁸O au Groenland sur une grande partie de la dernière période glaciaire. La seule période où les signaux du Groenland se distinguent du groupe nord est celle du maximum glaciaire, entre 25 et 15 ka BP. Dans cette période, la composition isotopique du Groenland présente une variabilité de plus faible amplitude (en particulier lors des Heinrich 2 et 1) que l'océan environnant. Elliot et al. [23] attribuent ce phénomène à une climatologie locale liée à l'extension de la calotte groenlandaise sur ses marges, libérées par la baisse du niveau marin.

Il existe un autre type de variabilité millénaire en période glaciaire, dont le signal représentatif est la composition isotopique δD ou δ¹⁸O de la glace Antarctique (forages de Byrd et Vostok [53]). Ce signal peut être comparé de façon étroite avec celui du Groenland, grâce aux variations globales du pCH₄ de la glace, qui permet de les synchroniser sur l'échelle de temps du forage GISP2 au Groenland [5,6,50]. Cette comparaison (voir en particulier la période correspondant aux événements A1 et A2 de la Fig. 1) montre que les signaux isotopiques des glaces polaires nord et sud obéissent à des dynamiques de toute évidence différentes, bien qu'elles soient liées : à chaque cycle de Heinrich au nord correspond une évolution toujours semblable au sud (Fig. 1), avec un réchauffement débutant juste avant le maximum de froid au nord, et finissant de façon quasi-synchrone avec le réchauffement rapide du Groenland : par exemple, l'interstade chaud A2 commence vers 48 ka BP à Byrd, après une période de refroidissement de 3000 ans, et culmine à 45,5 ka. Le cycle correspondant de GISP débute à l'interstade chaud D/O 14, vers 51 ka, avec un refroidissement continu jusqu'à H5, qui débute vers 47 ka et se termine vers 46 ka. Le réchauffement suivant culmine au D/O 12, vers 45 ka. Une même succession est observée pour le cycle suivant. Blunier et al. [55] ont interprété ces résultats comme montrant une avance apparente de phase de l'ordre de 1500 ans à 3000 ans pour les événements importants, qui correspondent généralement aux événements de Heinrich. Un déphasage voisin vient d'être récemment d'être mis en évidence pour un des premiers changements climatiques rapides de la dernière période glaciaire A9 dans la stratigraphie de Vostok et D24 au Groenland, aux environs de 108 000 ans BP [13]. Des données récentes, basées sur l'utilisation du pic de ¹⁰Be observé vers 40 000 ans, montrent toutefois que le déphasage nord–sud serait beaucoup moins important, ou même nul, pour certains des événements D/O de moindre amplitude, comme le D/O 10 [31,54].

Les oscillations de type Antarctique se retrouvent avec une morphologie clairement différente des oscillations de type Groenland, non seulement dans les hautes latitudes sud, mais aussi dans les enregistrements sédimentaires marins des basses latitudes et dans l'océan profond. Pour l'océan profond, l'exemple le plus caractéristique peut être trouvé dans une carotte sédimentaire IMAGES (MD95–2042), prélevée à 3150 m de fond sur la marge portugaise [59]. Le δ¹⁸O des foraminifères planctoniques suit les oscillations observées plus au nord, au moins pour la période entre 60 et 25 000 ans BP ; ce signal est ici lié aux oscillations nord–sud des eaux transitionnelles de surface entre les front polaire et sub-tropical (marquant la zone des vents d'Ouest) (Fig. 1). Dans la même carotte, en parallèle, le δ¹⁸O des foraminifères benthiques (qui vivent sur le fond) reproduit les changements de la composition isotopique de la glace à Vostok, avec le même déphasage par rapport au signal de surface (et du Groenland), et la même morphologie, une baisse du δ¹⁸O des foraminifères benthiques précédant à la fois l'anomalie isotopique de surface et la baisse de ventilation en profondeur marquée par le δ¹³C. Vidal et al. [67,68] avaient montré l'existence d'un tel déphasage dans plusieurs carottes prélevées entre 2000 et 3500 m dans le Nord de l'Atlantique, mais avec une résolution temporelle plus basse.

Ce signal « Antarctique » se retrouve dans les séries paléoclimatiques des régions intertropicales de façon souvent étroitement interactive avec le signal « Groenland » : on peut prendre comme exemple l'étude de l'évolution climatique des derniers 20 000 ans, réalisée de part et d'autre de l'Indonésie par Rosenthal et al. [57] pour l'océan Pacifique ouest et par Levi [44] pour l'océan Indien est. Ces auteurs confirment tous deux les résultats évoqués plus haut, montrant que la salinité des zones influencées par les moussons d'été indienne et est-asiatique change en même temps que les climats de la zone Atlantique nord–Groenland, avec une augmentation de la salinité synchrone des refroidissements de l'Atlantique nord (aux incertitudes de datation près, de l'ordre de 100 ans). La température de surface des océans de la région indonésienne, en revanche, suit de très près la morphologie « Antarctique », et tant Heinrich 1 que le Dryas récent, les deux derniers refroidissements majeurs des hautes latitudes Nord, apparaissent dans la zone indonésienne comme des interstades chauds. La zone Sud-Caraı̈bes, dans l'Atlantique [58], montre les mêmes caractéristiques, alors qu'elle n'est éloignée que de 450 km au nord-est de la zone de Cariaco, évoquée précédemment, et qui a subi en phase avec le Groenland les refroidissements de Heinrich 1 et du Dryas récent [29]. Herbert et al. [41] observent de même un réchauffement précédant la déglaciation au large de la Californie, tout comme Koutavas et al. [35] aux Galapagos.

On peut donc regrouper les signaux caractéristiques de la variabilité climatique millénaire en deux systèmes.

• (1) Le premier a pour signal de référence l'évolution du δ¹⁸O le long des forages du Groenland. Il se traduit par des oscillations de la circulation atmosphérique et océanique de surface dans le Nord de l'Atlantique, et se retrouve dans la climatologie des blocs continentaux de l'hémisphère nord. Il est lié à une évolution millénaire en dents de scie du volume (et de la surface ?) des calottes laurentide et fenno-scandinave, chaque cycle étant ponctué par une débâcle majeure. Il s'accompagne d'oscillations du vortex polaire, ainsi que de la latitude des zones de vent d'est et ouest et des fronts océaniques qu'ils contrôlent, au moins dans l'océan Atlantique. On retrouve ce signal dans les régions continentales de basse latitude, avec une oscillation de l'Inter Tropical Convergence Zone (ITCZ) et une variation de l'activité de mousson, et dans la modulation de la teneur en méthane dans l'atmosphère. On retrouve aussi un signal similaire dans la ventilation des eaux profondes de l'Atlantique nord [59,68] et dans l'activité thermohaline.
• (2) Le second traduit les oscillations de la température de surface des océans dans les zones intertropicales (sauf à proximité de l'Amérique du Nord et du bloc Europe–Asie) et la composition isotopique des glaces à Byrd et Vostok. Le signal a une morphologie plus symétrique, et les principaux événements présentent une avance apparente de phase sur le groupe précédent, avec un maximum de température correspondant à la fin des épisodes de Heinrich au nord. La température de surface des eaux circum-antarctiques apparaı̂t changer en phase avec cette évolution des basses latitudes [39,42], mais les incertitudes de datation sont trop grandes pour qu'on puisse en être certain. On retrouve le signal « Antarctique » dans les eaux profondes en tant que baisse progressive du δ¹⁸O des eaux de fond (traduisant l'apport d'eau dense enrichie en saumure ?) jusqu'à la fin des événements de Heinrich, puis une augmentation pendant le réchauffement en surface [59].

Les signaux liés aux changements de volume des calottes de glace et du niveau de la mer sont curieusement ambigus par rapport aux deux familles de signaux définis précédemment : les travaux de Chappell [15] mettent en évidence, par la datation de terrasses coralliennes, des augmentations nettes du niveau de la mer (plus de 10 m soit 20 à 30 % du volume des calottes de l'hémisphère nord) pour chaque événement de Heinrich, mais ce signal n'a pas de continuité temporelle ; il ne peut donc pas être relié par sa morphologie à l'un des types précédents. On ne sait pas, en particulier, pour les calottes nord, quelle part de l'augmentation du niveau marin est liée aux événements de Heinrich proprement dits, et quelle part est associée au réchauffement qui suit. On en sait encore moins pour l'Antarctique. Toutefois, comme nous l'avons vu, l'apport d'eau de fonte des calottes change le δ¹⁸O des eaux de surface du Nord de l'océan Atlantique et des mers Arctiques de 1 à 2‰ [37], en phase avec les arrivées détritiques et les refroidissements des eaux de surface. Ce signal est synchrone, avec une amplitude identique, des événements survenant en profondeur de la mer de Norvège, probablement grâce à la formation d'eau dense enrichie en saumure sous les banquises dérivant des calottes continentales [21,24]. Nous avons vu, en revanche, que, dans les eaux profondes de l'Atlantique, le δ¹⁸O des foraminifères benthiques présente des fluctuations de type « Antarctique », et varierait en avance par rapport au signal précédent. Shackleton [59] les interprète comme un signal global, qui suivrait les changements du niveau de la mer. De même, une très belle série isotopique de type « Antarctique » a été obtenue en mer Rouge [61], dont le δ¹⁸O est principalement contrôlé par les échanges dans le détroit de Bab el Mandel, qui dépendent surtout, selon Siddal et al. [60], du niveau de la mer. Ces interprétations manquent toutefois d'arguments indépendants. Nous discuterons plus loin l'interprétation du signal de Shackleton, qui joue un rôle considérable dans notre analyse. Pour la mer Rouge, il est facile de concevoir que le modèle simple ayant servi à Siddall et al. pour appuyer leur interprétation sous-estime le rôle de la climatologie tropicale, qui, nous l'avons vu, porte dans l'océan Indien une variabilité de type « Antarctique » ajoutée à celle de la mousson, qui est, quant à elle, de type « Groenland ».

Il est très généralement admis que les instabilités de circulation thermohaline ont joué un rôle majeur dans la variabilité millénaire et les déphasages entre signaux de type Groenland et Antarctique. Broecker a joué un rôle majeur pour populariser l'idée que les refroidissements du Dryas récent et des événements de Heinrich auraient été provoqués par l'apport massif d'eau douce lié aux débâcles glaciaires, qui contrebalancerait suffisamment l'excès d'évaporation et de salinité des eaux superficielles dans l'Atlantique nord pour limiter la convection aux hautes latitudes et arrêter le flux d'eau profonde nord-atlantique (NADW) (par exemple, [10,11]). Paillard et Labeyrie [51] ont montré qu'en fait, l'ensemble du cycle refroidissement-réchauffement pouvait être expliqué par le couplage entre un cycle croissance–débâcle des calottes de glace et des oscillations de la circulation thermohaline. Broecker [9], puis Stocker [64], par l'introduction de l'hypothèse du bi-polar seesaw, ont formalisé l'idée qu'un arrêt de NADW au nord (et la baisse de l'excès de densité des eaux profondes associé) pouvait favoriser la formation d'eau profonde au sud. Le flux de chaleur de l'ordre de 1 PW, transféré de l'hémisphère sud vers l'hémisphère nord par l'océan de surface en période chaude, et lié à l'activité thermohaline, disparaı̂trait, et l'hémisphère sud se réchaufferait d'autant. Il n'y a guère de doute que les flux thermohalins dans l'Atlantique nord sont directement modulés par l'évolution hydrologique de surface, de type Groenland. Mais les résultats de Shackleton et al. [59] montrent que les changements physiques de l'eau profonde marqués par le δ¹⁸O, et obéissant au schéma du groupe Antarctique, précèdent le ralentissement de NADW. Ils ne peuvent donc en être l'effet. Stocker et Johnsen [65] ont amélioré le modèle du bi polar seesaw en introduisant une inertie au réchauffement du système océanique, en particulier austral, ce qui permet d'attribuer l'apparente avance de phase des séries antarctiques à un retard de réponse à l'oscillation précédente. Mais ce modèle ne prend pas en compte les différentes observations citées dans le présent travail, ni le fait que l'évolution opposée des signaux nord et sud au moment des événements de Heinrich ne dépend pas de la durée écoulée depuis l'événement précédent. Par ailleurs, les résultats de McManus et al. [48,49], basés sur l'évolution du rapport ²³¹Pa/²³⁰Th dans les sédiments, montrent que le renouvellement des eaux profondes s'était complètement arrêté lors de Heinrich 1. La baisse du δ¹³C des eaux profondes qui accompagne le refroidissement au nord est donc liée à une baisse de ventilation dérivant de l'arrêt de formation d'eau profonde plutôt qu'à un apport depuis l'Antarctique. Expliquer le signal « Antarctique » par un réchauffement de l'atmosphère au sud, lié à une inversion de la circulation thermohaline méridienne, se traduirait en effet forcément par la plongée dans l'océan Austral d'une eau de δ¹³C élevé. Par ailleurs, on retrouve dans tous les bassins océaniques un gradient du δ¹⁸O des foraminifères benthiques vers 2000 m de profondeur [22,32,46], qui ne peut être expliqué que par la présence d'une eau froide et salée en profondeur, séparée par un fort gradient de densité des eaux moins profondes. Nous avons vu que Vidal et al. [69], Dokken et Jansen [21], puis Elliot et al. [24] proposent que, pendant ces périodes, les eaux profondes se chargent en saumure au contact des banquises. Le signal observé par eux en mer de Norvège (anomalie négative du δ¹⁸O des foraminifères benthiques) suit le signal Groenland, mais il est probable qu'un même effet existait pendant les périodes d'extension de la calotte antarctique sur ses marges. Après tout, on observe le même effet, actuellement, en mer de Weddell [73]. On peut aussi remarquer qu'il est logique que, pendant les périodes où l'air au-dessus de l'Antarctique est plus chaud, de plus fortes quantité de neige s'accumulent et les banquises s'élargissent. Les analyses des eaux interstitielles des sédiments, résiduelles de la dernière période glaciaire [1], appuient l'hypothèse d'une eau profonde très salée, mais ce type d'enregistrement n'a pas la résolution temporelle qui permettrait de séparer des périodes précises, liées aux événements de Heinrich, d'une tendance générale du dernier glaciaire. Le signal de Shackleton et al. [59] indiquerait une accentuation de cette formation d'eau profonde de type AABW (Antarctic Bottom Water), enrichie en saumure dans la période précédant chaque événement de Heinrich. Ce phénomène, en lui-même, freinerait la pénétration d'eau profonde de type NADW. Paillard (ce numéro) propose l'hypothèse selon laquelle une telle accumulation de sel en profondeur pourrait donner naissance à un oscillateur « salin », dont la fréquence serait voisine de celle des événements de type Dansgaard–Oeschger (environ 1500 ans). Mais il reste d'autres phénomènes à expliquer et, en particulier, puisque cela ne peut pas venir de la circulation profonde, pourquoi l'air au-dessus de l'Antarctique et les océans de basse latitude se réchauffent-ils quand l'hémisphère nord se refroidit ?

Cette avance apparente de phase dans les périodes de réchauffement est une caractéristique de la climatologie de l'Antarctique et de l'océan Austral. Elle a été d'abord décrite pour la variabilité aux échelles glaciaires et interglaciaires des températures de l'eau de surface, forcée par les oscillations orbitales. Labeyrie et al. [38] attribuaient cette avance à l'influence de l'insolation de basse latitude et des déplacements associés de l'ITCZ. Mais un déphasage analogue ne peut se retrouver dans la variabilité climatique millénaire que si d'autres mécanismes apportent un excès de chaleur équivalent au moment de refroidissement maximum aux hautes latitudes nord. Or nous avons vu que, pendant ces périodes, la climatologie des blocs continentaux de l'hémisphère nord évolue, sur toute leur bande de latitude, en phase avec les enregistrement du Groenland, alors qu'elle n'affecte que peu ou prou les océans tropicaux. Seule une rétroaction positive limitée aux continents, comme celle que provoquerait sur l'albédo en hiver une large extension du vortex polaire et de la couverture de neige vers les basses latitudes, pourrait expliquer une telle différence. Une conséquence directe des déformations vers le sud de l'ITCZ serait une perte de la structure zonale de la circulation intertropicale ainsi que des transports méridiens atmosphériques préférentiellement dirigés vers le sud, les zones anticyclones polaires de l'hémisphère nord effectuant un blocage. Nous avons donc là un mécanisme pour favoriser le réchauffement austral et la croissance des marges englacées de l'Antarctique. Mais l'Atlantique resterait une trajectoire privilégiée pour les transports de précipitations vers le nord, alimentant ainsi la croissance des calottes laurentides et arctiques.

Le cycle s'arrêterait à la fin d'un événement de Heinrich, avec la brusque diminution du vortex polaire nord, le réchauffement, la reprise d'une circulation thermohaline de type NADW, la reconstitution d'une circulation principalement zonale dans l'hémisphère sud et le refroidissement associé.

Une analyse qualitative de la morphologie temporelle des enregistrements des changements climatiques rapides lors de la dernière période glaciaire nous a permis de proposer deux classes de réponses, schématisées par l'évolution respective de la composition isotopique de la glace au Groenland et en Antarctique. Les signaux appartenant à ces deux classes se distinguent par deux caractéristiques différentes. La classe « Groenland » présente une évolution caractéristique en dents de scie, se reproduisant sur plusieurs échelles de temps (refroidissement lent, quelques siècles pour les événements D/O et quelques millénaires pour les cycles culminant en événement de Heinrich), et réchauffements très rapides (quelques dizaines d'années). Cette évolution affecte aussi bien les calottes de glace (Laurentide, calottes arctiques) elles-mêmes que les océans et continents de haute latitude. La classe « Antarctique » présente une évolution relativement symétrique, plus lente, et en partie en opposition de phase avec les grands événements du Groenland : le début de chaque cycle, au sud, est marqué par un réchauffement accompagnant le refroidissement qui précède les événements de Heinrich au nord. Cet interstade chaud atteint son maximum pendant la phase de réchauffement rapide du cycle Groenland, et les deux systèmes se refroidissent progressivement (modulés, à plus faible amplitude, par les D/O) jusqu'au démarrage du cycle suivant. Alors que, de façon logique, les hautes latitudes nord et sud reproduisent une évolution voisine des références correspondantes, la situation est plus complexe à basse latitude. La répartition entre les deux classes semble dépendre de façon étroite de la zone considérée : les blocs continentaux englacés au nord (Amérique du Nord et Europe–Asie) réagissent en phase avec le Groenland, y compris aux plus basses latitudes (modulation de la mousson et de l'ITCZ). Les températures de surface des océans, même proches, montrent en revanche une évolution de type Antarctique. Une telle différence continent–océan ne peut être due qu'à une forte rétroaction de l'albedo, comme celle qu'apporterait une grande extension vers les basses latitudes des neiges hivernales.

L'ITCZ montrerait ainsi une sinuosité nord–sud de beaucoup plus forte amplitude que ce que nous connaissons actuellement, qui faciliterait les transports méridiens de vapeur d'eau vers les hautes latitudes nord et sud, donc la croissance des calottes, mais favoriserait aussi les transports de chaleur vers le sud (beaucoup moins de continents). Les effets climatiques des inversions de circulation thermohaline n'interviendraient que comme une conséquence des développements glaciaires sur les marges marines et des événements de fonte associés lors des événements de Heinrich proprement dits.