Reconstituer et comprendre les variations climatiques passées

Quelles sont les séries d’indices qui permettent de reconstituer les climats passés ?

I – Les indices fournis par la chimie

« La scène se situe en 1965, non loin de la base Dumont d’Urville de Terre Adélie. Au soir d’une journée de carottage particulièrement ratée et pénible, nous prenons l’apéritif […]. Ce jour-là, tentés par le sacrilège, nous glissons dans nos verres des morceaux prélevés au fond de ce maudit forage à une centaine de mètres de profondeur ; ils doivent avoir des milliers d’années… Or les glaçons de profondeur, très compressés, sont particulièrement pétillants […]. Et là, en regardant dans mon verre éclater les bulles d’air libérées de leur pression, j’ai la brusque intuition que la glace pourrait contenir les archives de l’atmosphère. »

Extrait du livre :
Voyage dans l’Anthropocène, C. Lorius, L. Carpentier, Actes Sud.

Les calottes glaciaires, épaisses de plusieurs kilomètres de glace renferment des informations importantes concernant les climats du passé. Les forages qui ont été effectués, en particulier en Antarctique ont permis de reconstituer des carottes de plus de 3000 m de glace représentant près de 800 000 années d’archives glaciaires.

Les glaces renferment deux types d’informations :

  • des données isotopiques qui constituent des thermomètres indirects et qui permettent de mesurer la température au moment de la formation de la glace.
  • de l’air emprisonné au moment de la chute de neige et progressivement transformée en glace et qui témoigne de la composition de l’atmosphère au moment de la formation de la glace.

TP1 – Les thermomètres isotopiques et les climats du passé

Outils : le dosage isotopiques de l’oxygène

Les mesures de composition isotopique de l’oxygène (16O et 18O) montrent que la proportion de 18O dans les eaux de pluie et les précipitations neigeuses actuelles diminue avec la température.

Les valeurs mesurées du rapport 18O / 16O dans la glace sont comparées à une valeur de référence connue (le SMOW : eau de l’océan actuel). Le δ 18O est un outil utilisé par les géologues pour comprendre l’évolution passée du climat ; la notation du δ 18O s’écrit :

Plus il fait froid et plus le δ18O est faible.

Un autre rapport isotopique est couramment utilisé comme thermomètre isotopique. Il s’agit du rapport (D/H). Le deutérium (D) est l’isotope lourd de l’hydrogène de masse atomique 2 (2H). Pour des raisons similaires à celles évoquées pour les isotopes de l’oxygène, on n’utilise pas ce rapport directement mais l’écart δD (en ‰) par rapport à un standard de référence de composition proche de celle de l’océan mondial. Le δD est d’autant plus petit que la température de formation de la neige est faible.

Le δ 18O et le δD sont proportionne à la température. Les températures dont témoignent ces deux rapports sont celles estimées au niveau des pôles. L’estimation de ces rapports fournit donc des informations sur les températures et leurs variations qui montrent une alternance de périodes glaciaires et interglaciaires avec des cycles de 100 000 ans.

L’analyse des bulles d’air emprisonnées dans la glace permet de corréler ces variations de températures à des variations du CO2 et CH4 atmosphériques. On observe une très bonne concordance de ces variations au Groenland et en Antarctique.

Comment expliquer ces cycles de température ?

Dans les années 1940, le mathématicien serbe Milutin Milankovitch (1879-1958) avance l’hypothèse de l’existence d’une relation entre les variations climatiques et les modifications de l’orbite terrestre. Selon lui, la distance séparant la Terre du Soleil est déterminante puisque l’énergie solaire conditionne les climats terrestres.

La théorie de Milankovitch (ou théorie astronomique des changements climatiques) permet d’expliquer l’alternance cyclique de périodes glaciaires et interglaciaires. Milankovitch montra qu’une combinaison de trois paramètres orbitaux de la Terre varie de façon cyclique avec une période de 100 000 ans très marquée :

  • l’angle d’inclinaison de la Terre, c’est-à-dire l’obliquité, varie avec une période de l’ordre de 41 000 ans.

Schéma illustrant les variations de l’obliquité

  • la précession des équinoxes. Elle est la lente modification de direction de l’axe de rotation de la Terre. Elle change avec une période de 23 000 ans. Schéma illustrant la précession des équinoxes

  • L’excentricité. C’est la forme de l’ellipse qui varie avec une période de 100 000 ans. L’excentricité correspond au degré d’aplatissement de l’orbite terrestre : elle varie de 0 (orbite circulaire) à 0,06 (ellipse), la valeur actuelle étant de 0,017. Schéma illustrant les variations de l’excentricité de l’orbite terrestre ci-contre.

Ces variations des paramètres orbitaux modifient la quantité d’énergie solaire reçue par la Terre. Ces variations ont été amplifiées par des rétroactions positives et négatives. C’est ce que nous allons voir dans le paragraphe suivant.Ce sont les variations cycliques des paramètres orbitaux ont modifié la quantité d’énergie thermique reçue à la surface du globe. Elles ont été également amplifiées par des rétroactions (positives ou négatives) –vu en enseignement scientifiqueimpliquant :

  • la variation de la concentration en vapeur d’eau dans l’atmosphère
  • le dégel partiel du permafrost
  • l’albédo et la décroissance de la surface couverte par les glaces
  • la solubilité du CO2 dans les océans

D’une façon plus générale, ces rétroactions sont à l’origine des entrées et sorties de glaciation.

Outils : suivis des rapports isotopiques dans les sédiments marins

On mesure des rapports isotopiques de divers isotopes présents dans les sédiments marins :

– le rapport 10B/11B enregistré dans les carbonates permet de connaître le pH de l’eau qui est proportionnel au taux de CO2 dissous donc au taux de CO2 atmosphérique

– La mesure du rapport des isotopes de l’oxygène (18O/16O) dans les coquilles (= tests) calcaires de certains fossiles océaniques (foraminifères par exemple- Les foraminifères sont des organismes unicellulaires planctoniques ou benthiques qui élaborent leur squelette externe calcaire, ou test, à partir des constituants (ions carbonate et calcium) permet également de déterminer indirectement la température au moment de la mort de l’organisme. Pour faire simple, une augmentation du δ18O des carbonates est corrélée à une diminution des températures de l’eau.

L’altération des roches, thermostat de la terre (lien vers article pour la science)

Un autre rapport isotopique est utilisé : le δ87Sr. Il est également mesuré dans les calcaires océaniques et ce rapport témoigne de l’importance de l’altération continentale. En effet, les roches comme le granite, subissent une altération chimique sous l’effet de l’eau chargé en CO2. Les plagioclases se transforment en minéraux argileux comme la kaolinite selon la réaction suivante :

CaSiO3 + 2CO2 + H2O SiO2 + Ca2+ + 2HCO3

Les ions Ca2+ et HCO3ainsi formés passent en solution et sont transportés par les cours d’eau. Ils peuvent ensuite précipiter et forment des sédiments carbonatés selon la réaction suivante :

Ca2+ + 2HCO3 CaCO3 + CO2 + H2O

 

Plus l’altération des roches continentales est importante et plus il y a d’isotopes87Sr et 86Sr apportés dans les océans et plus ces isotopes sont incorporés dans les calcaires et donc plus le rapport 87Sr/86Sr mesuré dans ces calcaires est grand. Or l’altération continentale se fait au cours de réactions (géo)chimiques qui consomment du CO2. Donc, le rapport 87Sr/86Sr témoigne indirectement de la température. Le document ci-contre montre l’évolution du rapport dans les roches océaniques depuis 130 Ma.

L’augmentation de ce rapport au cours du temps est synonyme de baisse de température.

II/ Les indices fournis par  la géologie

TP 2  : Les indices géologiques et les climats passés

On utilise un principe géologique qui postule que les lois régissant les phénomènes géologiques actuels étaient également valables dans le passé : il s’agit du principe d’actualisme.

Lors du maximum glaciaire, il y a 20 000 ans BP, le nord de l’Europe et les Alpes étaient recouverts d’une épaisse calotte glaciaire et le niveau marin était inférieur de 120 m au niveau actuel.

Outils : les indices sédimentaires

Les glaciers façonnent les paysages : ils creusent des vallées à fond plat, ils strient les roches par leurs mouvements d’avancée ou de recul, ils déplacent des blocs de roches, ils créent des moraines (amas de roches laissés par les glaciers sur leurs bords latéraux, au fond ou à l’avant des glaciers).

Schéma expliquant le processus de recul/avancée du glacier.

On peut retrouver dans le paysage de nombreux indices d’anciens glaciers et reconstituer ainsi l’extension des glaciers continentaux qui ont façonné les paysages.

On peut retrouver dans le paysage de nombreux indices d’anciens glaciers et reconstituer ainsi l’extension des glaciers continentaux qui ont façonné les paysages.

Appliqué aux paysages glaciaires, ce principe permet de dire que par le passé les glaciers ont façonné les paysages de la même manière que les glaciers actuels le font.

Les conditions de formation de quelques roches sédimentaires :

Bauxite et latérite

Évaporite

Pétrole

Charbon

Tillites et blocs isolés

Processus de formation

Altération continentale par hydrolyse des roches siliceuses

Précipitation des ions d’une solution salée sursaturée

Accumulation puis transformation des phytoplancton

Accumulation puis transformation des végétaux continentaux ou littoraux

Accumulation et compaction de produits de l’érosion glaciaire des continents

Contexte favorable

Climat chaud et humide

Évaporation intense d’un bassin salé

Marge continentale à forte productivité primaire

Bassin continental subsident à forte productivité primaire

Présence d’une calotte glaciaire ou d’un glacier

Aires climatiques

Polaire

x

x

Tempéré froid

X

Tempéré

X

X

Aride

x

X

Tropical

x

x

x

Outils : répertorier les zones à fort volcanisme

L’un des évènements géologiques augmentant le taux de CO2 atmosphérique et donc la température, est l’émission de lave. En effet, les larges provinces ignées (LIP) sont de gigantesques coulées de lave liées à un volcanisme de point chaud. Lors de la mise en place des trapps du Deccan (LIP de la limite Crétacé-Cénozoïque), les émissions de CO2 ont été évaluée entre 11 et 200 Gt par éruption, soit 1690 Gt de CO2 en tout pour 2 à 3 millions de km3 de lave émis (Gt : milliard de tonnes).

Carte de répartition actuelle des larges provinces ignées du Crétacé.

Un autre évènement géologique augmentant le taux de CO2 atmosphérique et donc la température, est principalement l’accélération de l’expansion des dorsales océaniques.

Outils : modélisation du déplacement des plaques lithosphériques

Le déplacement des masses continentales sous l’effet de la tectonique des plaques a modifié la circulation océanique, fermant certains passages et en ouvrant d’autres. Les climatologues font un lien entre climat et courant océanique :

  • la présence d’un climat froid autour de l’antarctique favorise l’installation d’une calotte glaciaire.
  • un courant chaud faisant le tour du globe dans la région intertropicale favorise un réchauffement climatique
  • l’existence de courant Nord-Sud indépendant accentue les différences de température en fonction de la latitude, favorisant l’installation d’un refroidissement global.

III/ Les indices fournis par les données préhistoriques et paléoécologiques

Des données archéologiques témoignent également des variations climatiques du passé. La grotte Cosquer dans le sud de la France. Sur les parois humides se côtoient divers animaux dont des aurochs, bisons, bouquetins et chamois et des pingouins qui témoignent d’un climat froid et sec comparable à celui actuel de la Sibérie. Par ailleurs, l’entrée de la grotte actuellement immergée témoigne d’un niveau marin plus bas lors de la fréquentation de la grotte (on estime à – 120 m au DMG). Ainsi, des indices paléoécologiques (ici les témoins d’une faune) témoignent également des climats du passé. (source image)

TP3 – La paléoflore et les climats du passé

Les grains de pollen observés dans des carottes de sédiments prélevés au fond des lacs ou des tourbières informent sur les couverts végétaux qui ont existé localement.

Les zones de végétation regroupent les espèces végétales ayant les mêmes exigences écologiques et correspondent aux zones climatiques.

L’étude des grains de pollen dans un milieu donné permet d’établir des diagrammes polliniques ou spectres polliniques (image ci-contre). Ces spectres polliniques caractérisent un peuplement végétal à un moment donné dans un lieu donné. On reconstitue ainsi précisément les peuplements végétaux. Or ceux – ci sont étroitement liés au climat en raison des préférences climatiques de nombreuses espèces végétales. Par exemple, une abondance de graminées (paysage de steppes) et un recul des forêts sont associés à un refroidissement et inversement en cas de réchauffement.On utilise pour ces reconstitutions paléoclimatiques le principe d’actualisme déjà utilisé précédemment.

IV / Variations du taux de CO2 atmosphérique et perturbations du cycle du carbone depuis le Paléozoïque

Les outils que nous venons d’étudier sont nécessaires pour reconstituer le climat du passé : il existe des variations de taux de CO2 atmosphérique qui perturbent le cycle du carbone depuis le paléozoïque, jusqu’à l’actuel permettent d’expliquer en partie l’évolution de la température mondiale.

Au Paléozoïque, des indices paléontologiques et géologiques, corrélés à l’échelle planétaire et tenant compte des paléolaltitudes, révèlent une importante glaciation au Carbonifère-Permien (-360 à -250 Ma). Par la modification du cycle géochimique du carbone qu’elles ont entraînée, l’altération de la chaîne hercynienne sous un climat équatorial et tropical chaud et humide, le développement rapide de vastes forêts puis leur fossilisation (grands gisements carbonés) piégeant ainsi le carbone dans des bassins sédimentaires, en périphérie de la chaîne hercynienne sont tenues pour responsables de cette glaciation.

La constitution de ces puits de carbone a soustrait à l’atmosphère une partie de son CO2 réduisant jusqu’à une époque récente l’effet de serre sur Terre.

 

Au Mésozoïque, pendant le Crétacé (-145 Ma à – 66 Ma) , les variations climatiques se manifestent par une tendance à une hausse de température. Du fait de l’augmentation de l’activité des dorsales, la géodynamique terrestre interne semble principalement responsable de ces variations. Les données paléogéographiques montrent que cette période est caractérisée par  l’absence de calottes glaciaires aux pôles, d’un niveau marin élevé : on parle de transgression marine, le développement d’un climat chaud  et le développement de vastes couvertures forestières y compris au niveau de l’Antarctique. Le climat global du Crétacé était un climat très chaud.

À l’échelle du Quaternaire, des données préhistoriques, géologiques et paléo-écologiques attestent l’existence, sur la période s’étendant entre -120 000 et -11 000 ans, d’une glaciation, c’est-à dire d’une période de temps où la baisse planétaire des températures conduit à une vaste extension des calottes glaciaires. Les témoignages glaciaires (moraines), la mesure de rapports isotopiques de l’oxygène dans les carottes polaires antarctiques et les sédiments font apparaître une alternance de périodes glaciaires et interglaciaires durant les derniers 800 000 ans.

Globalement, à l’échelle du Cénozoïque, et depuis 30 millions d’années, les indices géochimiques des sédiments marins montrent une tendance générale à la baisse de température moyenne du globe.

 

 



Notions fondamentales : effet de serre, gaz à effet de serre, cycle du carbone, cycles de Milankovitch, albédo, principe d’actualisme, rapports isotopiques (δ18O),D’environ 1°C en 150 ans, le réchauffement climatique observé au début du XXIe siècle est corrélé à la
perturbation du cycle biogéochimique du carbone par l’émission de gaz à effet de serre liée aux activités humaines.
À l’échelle du Quaternaire, des données préhistoriques, géologiques et paléo-écologiques attestent l’existence, sur la période s’étendant entre -120 000 et -11 000 ans, d’une glaciation, c’est-à-dire d’une période de temps où la baisse planétaire des températures conduit à une vaste extension des calottes glaciaires. Les témoignages glaciaires (moraines), la mesure de rapports isotopiques de l’oxygène dans les carottes polaires antarctiques et les sédiments font apparaître une alternance de périodes glaciaires et interglaciaires durant les derniers 800 000 ans.
Les rapports isotopiques montrent des variations cycliques coïncidant avec des variations périodiques des paramètres orbitaux de la Terre. Celles-ci ont modifié la puissance solaire reçue et ont été accompagnées de boucles de rétroactions positives et négatives (albédo lié à l’asymétrie des masses continentales dans les deux hémisphères, solubilité océanique du CO2) ; elles sont à l’origine des entrées et des sorties de glaciation.Globalement, à l’échelle du Cénozoïque, et depuis 30 millions d’années, les indices géochimiques des sédiments marins montrent une tendance générale à la baisse de température moyenne du globe.
Celle-ci apparaît associée à une baisse de la concentration atmosphérique de CO2 en relation avec l’altération des matériaux continentaux, notamment à la suite des orogénèses du Tertiaire. De plus, la variation de la position des continents a modifié la circulation océanique.Au Mésozoïque, pendant le Crétacé, les variations climatiques se manifestent par une tendance à une hausse de température. Du fait de l’augmentation de l’activité des dorsales, la géodynamique terrestre interne semble principalement responsable de ces variations.Au Paléozoïque, des indices paléontologiques et géologiques, corrélés à l’échelle planétaire et tenant compte des paléolatitudes, révèlent une importante glaciation au Carbonifère-Permien. Par la modification du cycle géochimique du carbone qu’elles ont entraînée, l’altération de la chaîne hercynienne et la fossilisation importante de matière organique (grands gisements carbonés) sont tenues pour responsables de cette glaciation.

Toutes les données sont concordantes : au cours des 800 000 dernières années des périodes froides (de 8 à 10 °C en moins) ont alterné avec des périodes plus chaudes (de 3 à 4 °C en plus).

On parle de périodes glaciaires et interglaciaires. Ces variations sont cycliques et les cycles durent 100 000 ans.

Ainsi, un cycle de 100 000 ans rythme les maximas glaciaires. Les refroidissements enregistrés semblent toujours s’installer très progressivement alors que les réchauffements sont plus brutaux. Cette alternance de périodes chaudes et froides caractérise le quaternaire (depuis 2,6 Ma environ).

– L’excentricité de la trajectoire de la Terre autour du soleil
: elle mesure l’aplatissement de l’ellipse et varie de O% (orbite circulaire) et 6% (ellipse légèrement aplatie) avec des périodes proches de 100 000 ans- L’obliquité, angle qui caractérise l’inclinaison de l’axe de rotation de la Terre par rapport au plan de l’écliptique oscille entre 22° et 25° avec une période de 41 000 ans.- La précession des équinoxes est un mouvement plus complexe qui résulte de deux mouvements de rotation. C’est le mouvement circulaire au cours du temps de l’axe de rotation de la Terre autour d’un axe perpendiculaire au plan de l’écliptique. La période de ce mouvement est de 26 000 ans.
Voir l’activité – Des indices géologiques du DMG

Les glaciers actuels se caractérisent par de nombreux indices géologiques repérables sur le terrain.

Les glaciers façonnent les paysages : ils creusent des vallées à fond plat, ils strient les roches par leurs mouvements d’avancée ou de recul, ils déplacent des blocs de roches, ils créent des moraines (amas de roches laissés par les glaciers sur leurs bords latéraux, au fond ou à l’avant des glaciers).

On peut retrouver dans le paysage de nombreux indices d’anciens glaciers et reconstituer ainsi l’extension des glaciers continentaux qui ont façonné les paysages.

On utilise un principe géologique qui postule que les lois régissant les phénomènes géologiques actuels étaient également valables dans le passé : il s’agit du principe d’actualisme.

Appliqué aux paysages glaciaires, ce principe permet de dire que par le passé les glaciers ont façonné les paysages de la même manière que les glaciers actuels le font.

Des données archéologiques témoignent également des variations climatiques du passé. La grotte Cosquer dans le sud de la France. Sur les parois humides se côtoient divers animaux dont des aurochs, bisons, bouquetins et chamois et des pingouins qui témoignent d’un climat froid et sec comparable à celui actuel de la Sibérie. Par ailleurs, l’entrée de la grotte actuellement immergée témoigne d’un niveau marin plus bas lors de la fréquentation de la grotte (on estime à – 120 m au DMG). Ainsi, des indices paléoécologiques (ici les témoins d’une faune) témoignent également des climats du passé. Nous allons maintenant voir les informations laissées par la flore en menant des études palynologiques.

Plus l’altération des roches continentales est importante et plus il y a d’isotopes87Sr et 86Sr apportés dans les océans et plus ces isotopes sont incorporés dans les calcaires et donc plus le rapport 87Sr/86Sr mesuré dans ces calcaires est grand. Or l’altération continentale se fait au cours de réactions (géo)chimiques qui consomment du CO2. C’est ce que nous allons voir dans le paragraphe suivant. Donc, le rapport 87Sr/86Sr témoigne indirectement de la température. Le document ci-contre montre l’évolution du rapport dans les roches océaniques depuis 130 Ma.

L’augmentation de ce rapport au cours du temps est synonyme de baisse de température.

L’indice stomatique =

(nombre de stomates /

nombre total de cellules) x 100, pour une surface donnée

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