CHAP1

Chapitre 1 : Reconstituer et comprendre les variations climatiques passées

Depuis 150 ans, le climat planétaire présente un réchauffement d’environ 1°C. Les scientifiques pointent le fait que ce changement climatique a des conséquences importantes déjà observables sur la météorologie, la biosphère et l’humanité. Cependant, le climat de la Terre a subi des modifications depuis sa formation.

Quels indices permettent aux scientifiques de retrouver les climats passés ? Quelles sont les causes des variations climatiques actuelles et passées ?

I. Les variations climatiques du Quaternaire (depuis 2,6 Ma)

A. Le climat récent

L’augmentation de la température des 150 dernières années est liée à la modification du cycle biogéochimique du carbone, due aux activités humaines (utilisation des combustibles fossiles, déforestation…). Nos émissions sont en partie compensées par des puits de carbone qui captent le CO₂émis, mais ces puits sont insuffisants et le taux de CO₂ atmosphérique augmente actuellement d’environ 4,5 ppm par an. L’origine humaine du changement climatique est clairement établie depuis les années 2000, les facteurs naturels ne pouvant expliquer une telle augmentation de température.

B. La reconstitution des variations climatiques au niveau local

Le climat du Quaternaire se caractérise par des alternances de périodes froides (glaciaires) et plus douces (interglaciaires).

La dernière période glaciaire (Alpine) a commencé il y a 120 000 Ans et s’est terminée il y a 10 000 ans (Würm). Le maximum glaciaire de cette période a été atteint il y a 20 000 ans. A cette époque, le nord de l’Europe et les Alpes étaient alors recouverts d’une calotte de glace et le niveau de la mer était 120m plus bas qu’aujourd’hui. Ces reconstitutions sont basées sur le principe d’actualisme qui postule que l’on peut transférer au passé les mêmes processus que ceux qui se passent actuellement.

Les climatologues recherchent des indices capables de révéler les climats du passé.

Indices géologiques comme les paysages modelés par les glaciers qui, une fois fondus, laissent une trace de leur passage : ex : vallées en U, restes de moraines, blocs erratiques…

Indices paléo-écologiques : traces des faunes ou flores à une époque donnée. Par exemple, l’étude des pollens fossilisés permet de reconstituer les variations de la végétation et donc du climat. Pour des périodes plus récentes, les peintures rupestres nous informent sur la faune côtoyée par l’Homme et donc sur le climat.

C. Les archives glaciaires

Les carottes glaciaires permettent de retracer l’évolution des températures depuis 800 000 ans. En effet, la mesure des proportions en isotopes de l’oxygène d¹⁸0 donne des indications sur les conditions du milieu (température, précipitations, volume des glaces…). La formule indique que plus la quantité d’isotope ¹⁸O dans l’échantillon est importante, plus le d¹⁸0 est élevé. La différence de masse entre les deux isotopes de l’oxygène est responsable d’un fractionnement isotopique lors des processus d’évaporation et de condensation. En effet, l’isotope léger (¹⁶O) passe préférentiellement dans la phase vapeur. L’eau issue des océans est donc appauvrie en¹⁸0. Le d¹⁸0 de la pluie issue de l’eau évaporée est donc plus faible que celui de l’eau de mer. Chaque changement d’état s’accompagne d’un fractionnement de ces isotopes et donc d’une modification du d¹⁸0.

Le thermomètre isotopique

En milieu océanique, les foraminifères sédimentent dans les roches. Ces organismes présentent une coquille faite de calcaire. Ces coquilles ont été formées à partir des atomes d’oxygène de l’eau. Plus l’eau est chaude et moins il y a de ¹⁸O dans le test (= coquille). Le rapport isotopique ¹⁸O/¹⁶O est donc un thermomètre isotopique.

D. L’origine des variations climatiques du Quaternaire

Proposé par l’astronome Milutin Milankovic, la théorie astronomique du climat est le modèle actuellement admis pour expliquer les cycles glaciaires et interglaciaires du Quaternaire. Cette théorie repose sur les variations périodiques des paramètres orbitaux de la

Excentricité de l’orbite terrestre (période 100 000 ans)
Obliquité (période 40 000 ans)
Précession de l’axe de rotation (période 20 000 ans).

Terre :

Ces périodes coïncident avec les variations climatiques reconstituées à partir des thermomètres isotopiques. En modifiant l’énergie solaire reçue à la surface de la Terre, ces petites variations modifient l’équilibre thermique de la planète.

Les paramètres orbitaux

Des boucles de rétroaction positives et négatives permettent d’expliquer l’ampleur des changements climatiques et la rapidité des entrées et sorties de glaciation.

La formation de glace augmente l’albédo terrestre. Les sols absorbent moins de chaleur se refroidissent, ce qui favorise l’extension des surfaces glacées.

Lors d’une entrée en glaciation, le refroidissement de l’océan entraine une augmentation de la solubilité du CO₂ dans les océans. Cela provoque la diminution de sa teneur dans l’atmosphère donc la baisse de l’effet de serre et de la température, ce qui augmente à nouveau la solubilité du CO₂ dans les eaux océaniques. Cela provoque une baisse de la teneur en CO₂ atmosphérique, donc de l’effet de serre et par conséquent de la température etc. Cette boucle amplifie le refroidissement. Le phénomène inverse se produit en fin de glaciation.

Ces deux phénomènes (albédo et solubilité du CO2) sont donc des mécanismes amplificateurs des variations climatiques.

L’holocène est la période interglaciaire actuelle.

boucles de rétroaction positives

II. Les variations climatiques à l’échelle des temps géologiques

A. Reconstituer les climats très anciens

Des méthodes indirectes permettent de reconstituer les climats très anciens. L’étude des formations géologiques permet de reconstituer la position et l’étendue des paléoceintures climatiques. Les bauxites et latérites résultent de l’altération poussée des roches et les charbons issus de l’enfouissement de matière organique végétale témoignent d’un climat chaud et humide. Les tillites témoignent quant à elles, de dépôts glaciaires caractéristiques d’un climat froid.

Pour déterminer la teneur en CO₂atmosphérique à une époque donnée on peut faire des estimations indirectes grâce à diverses méthodes :

L’abondance des stomates à la surface des feuilles fossilisées est corrélée à celle du CO₂ atmosphérique de l’époque.
L’étude des roches détritiques et des roches sédimentaires carbonatées nous renseigne sur l’importance de l’altération chimique des roches continentales, consommatrice de CO₂.
La reconstitution des vitesses d’expansion des fonds océaniques permet d’estimer la quantité de CO₂ libérée par l’activité magmatique.

B. Le Cénozoïque (-65Ma à l’actuel) : un refroidissement global

Le climat du Cénozoïque est marqué par un refroidissement global progressif aboutissant aux glaciations du Quaternaire. Deux modèles ont été proposés pour expliquer ce refroidissement, ils sont encore discutés.

Le premier fait le lien entre la tectonique des plaques et le cycle géochimique du carbone. Les orogénèses récentes ont donné naissance à des chaines de montagne comme l’Himalaya et les Alpes. L’altération des roches silicatés de ces reliefs a consommé beaucoup de CO₂ et aurait entrainé une diminution de sa teneur atmosphérique, donc de l’effet de serre, ce qui aurait provoqué ce refroidissement.

Le second modèle fait le lien entre tectonique des plaques et modification de la circulation océanique. La fermeture d’un vaste domaine océanique centré sur l’équateur aurait provoqué la disparition d’un courant chaud intertropical, jouant le rôle de « pompe à chaleur » pour le globe. A l’inverse, l’isolement du continent Antarctique aurait conduit à la formation d’un courant froid circumpolaire, favorisant la formation de calotte polaire au sud dès -30 Ma. Cette immense surface de glace aurait participé au refroidissement global par effet albédo.

Ces deux modèles ont pu concourir au même effet climatique.

Les deux modèles du climat au Cénozoïque

C. Le Mésozoïque (-255Ma à -65Ma) : une période chaude

Au Mésozoïque, pendant le Crétacé, les variations climatiques se manifestent par une tendance à une hausse de température :

- les pôles ne possèdent pas de glaces et des plantes à fleurs y sont présentes.

- le niveau marin est très élevé, et de vastes surfaces continentales sont donc submergées : des marécages se forment.

Ces environnements forment des quantités importantes de GES : méthane, vapeur d’eau qui provoque des rétroactions positives vers un climat chaud.

L’indice stomatique de ginkgo biloba très faible confirme une forte quantité de CO₂ atmosphérique.

Au Crétacé les dorsales océaniques sont très actives libérant une grande quantité de CO₂ (dégazage du manteau) augmentant l'effet de serre. De plus le réchauffement des océans diminue la solubilité du CO_2, augmentant encore sa quantité dans l'atmosphère.

D. Le Paléozoïque (-545Ma à -255 Ma) : la glaciation carbonifère - permien

Dès le milieu du carbonifère, toutes les masses continentales se regroupent et forment la Pangée. Lors de sa formation, une grande chaîne de montagne se forme : la chaîne varisque au centre des continents. Le climat chaud et humide, permet une altération importante et continue de la chaîne varisque. Cette hydrolyse des minéraux de la croûte piège une grande quantité de CO₂atmosphérique et perturbe le cycle géochimique du carbone. De plus, la fossilisation d’une grande quantité de matière végétale par enfouissement dans les bassins sédimentaire piège le carbone. Enfin, la modification des circulation océaniques dû à la formation de la Pangée favorise la formation d’une grade calotte de glace dans l’hémisphère sud.

On observe progressivement un refroidissement de la planète. Au Permien, des glaces recouvrent de latitudes très basses : la planète est dans un climat froid.

Rappels sur le cycle du carbone

Le climat global au cours des temps géologiques

Schéma bilan