I. INTRODUCTION
La paléoclimatologie est la science qui étudie le climat du passé, sur des milliers voire des millions d'années et tente de reconstituer les conditions climatiques qui ont régnait à la surface terre et d’en expliquer les causes et les conséquences de leur la variabilité naturelle.
La terre a connu de nombreux changements climatiques durant son histoire (fig. 1). Certaines périodes ont été beaucoup plus froides, d'autres beaucoup plus chaudes qu'aujourd'hui. Au cours des 600 derniers millions d'années, ce n'est pas moins de trois refroidissements climatiques majeurs qui se sont produits, formant à la fois une calotte glaciaire. Le dernier, il y a 20 millions d'années, est à l'origine de la formation de l'Antarctique. D'autres périodes ont, au contraire, été très chaudes, comme il y a 65 millions d'années, juste avant la disparition des dinosaures. Il faisait 25°C de moyenne sur la terre contre 15°C aujourd'hui. Les calottes glaciaires avaient alors disparu et les coraux vivaient jusqu’aux latitudes 40° Nord.
Figure 1. Variations de climat global depuis 540 millions d'années. (Web 1)
Pour reconstituer les climats terrestres sur plusieurs millions d'années, on s'appuie sur des indicateurs paléoclimatiques: données sédimentologies, paléontologiques, biologiques, ... :
- la nature de certaines roches sédimentaires est révélatrice de leurs conditions de formation. Exemples des tillites qui sont caractéristiques des climats froids alors que les évaporites sont typiques des climats chauds ;
- le contenu fossilifère des roches sédimentaires permet également de reconstituer le climat sur de grandes échelles de temps. L'extension latitudinale des coraux par exemple permet d'évaluer l'extension de la zone intertropicale ;
Une fois ces données collectées et datées, on peut les replacer dans leur contexte latitudinal grâce à la théorie de la tectonique des plaques et ainsi reconstituer le climat de la terre à des époques lointaines.
La réalité de changements de climat parfois considérables n'est pas contestable. Il est donc convenable d'en chercher les causes. Certaines de ces causes sont à rechercher à l'intérieur du globe, dans les mouvements de sa lithosphère ainsi que dans le volcanisme. D'autres viennent de l'extérieur, comme les variations du rayonnement solaire, les variations de l'orbite terrestre, les apports de matière qui peuvent nous venir de l'espace (météorites et comètes), …
Dans ce rapport bibliographique et afin de bien décrire les variations climatiques anciennes:
- dans un premier chapitre nous allons rappeler les indicateurs paléoclimatiques marins et continentaux;
- dans un second chapitre on essayera d'exposer les différentes causes des variations climatiques anciennes.
II. INDICATEURS PALEOCLIMATIQUES
La première étape des études paléoclimatiques consiste à reconnaître, dans les enregistrements du passé, la trace des variations climatiques. Cela est rendu possible par le fait que les conditions climatiques ont une influence sur les objets et sur les êtres vivants que l’on peut aujourd’hui retrouver en tout ou partie, principalement sous la forme de sédiments, de glace ou de fossiles .
II.1. Roches
Un certain nombre de roche ont une signification climatique : les moraines anciennes et les autres traces des phénomènes glacières, les évaporites, les formations rouges et les bauxites, les formations éoliennes et les charbons. (Furon, 1972)
II.1.1 Traces des phénomènes glaciaires
La glace est un excellent support d’enregistrement paléoclimatique. Elle peut être échantillonnée dans les glaciers de montagne et dans les calottes polaires. Cependant, les premiers ne permettent de remonter que quelques dizaines de siècles en arrière, contre plusieurs centaines de millénaires pour les secondes, auxquelles on s’attachera plus particulièrement. (Foucault, 2009)
a. Forme des vallées : la plupart des vallées glaciaires ont un profil en U, mais pas toutes.
b. Moraines : sont formées d’accumulations de rochers, de cailloux de sables et/ou de particules plus fines entraînés par la glace. Ce matériel sédimentaire est caractérisé par un très mauvais classement granulométrique et les moraines anciennes sont dites tillites (Foucault, 2009) (du terme écossais till, crée par PENCK en 1906). (Furon, 1972)
En Afrique de l’Ouest, mais aussi en Australie, en Inde, au Brésil et en Antarctique, on a repéré des tillites âgées de 300 millions d’années (fig. 2). Elles sont associées à des roches polies et striés. Ces rainures (fig. 3) sont autant de traces de l’action érosive passée des glaciers. Le socle sur lequel s’écoule le glacier est « buriné » par les roches enchâssées au fond de la langue glaciaire. Dans le même temps, ce socle est poli et la surface des roches prend un aspect caractéristique : surfaces planes plus ou moins ondulées qualifiées de roches « moutonnées ». L’étude précise de ces vestiges glaciaires permet de reconstituer le sens d’écoulement de la glace et d’établir l’étendue passée de la calotte glaciaire. (Web 2)
Figure 2. Répartition des tillites à la surface de la terre au Permo-Carbonifère. (Web 2)
Figure 3. Roches moutonnées et striées du Carbonifère. (Web 2)
II.1.2. Evaporites
La nature même des sédiments peut fournir des indications concernant les climats sous lesquels ils se sont déposés. D’une façon générale, on ne pourra cependant pas en attendre de grandes précisions, la mesure quantitative des paramètres climatiques n’étant généralement pas accessible. Cependant, c’est souvent le seul moyen d’accéder à la connaissance des climats de périodes anciennes. (Foucault, 2009)
a. Définition
Les évaporites sont des sédiments dont le dépôt a été provoqué par l’évaporation. Il s’agit essentiellement des dépôts de gypse (CaSO4, 2H2O), anhydrite (CaSO4), sel gemme (ou halite), carnallite (KMgCl3, 6H2O), Sylvine (KCl). (Furon, 1972)
b. Volume des évaporites et salure moyenne des océans
Nous avons admis que la salure moyenne des océanes ne devait pas s’être beaucoup modifiée au cours des temps géologiques et cela pour des raisons essentiellement biologiques. Il n’est donc pas inutile d’examiner et de calculer le volume probable des évaporites et leur influence sur cette salure moyenne des océans.
En 1968, G.BUSSON a montré que plusieurs centaines de mètres de sels s’étaient déposés sur la plate-forme saharienne pendant le Trias supérieur et le Lias. La surface intéressée est de l’ordre de 500000km² et le volume des sels déposés est de l’ordre de 100000km³.
En 1970, A. MEYRHOFF a calculé le volume des principaux dépôts d’évaporites connus de l’Infracambrien (Lipalien) jusqu’à la fin du Permien, soit pendant 750 millions d’années environ. Il propose les chiffres de 652000 km³ pour le Dévonien, 733000 km³ pour le Permo-Carbonifère, ce qui donne une total de 1999000km³, soit 2 millions de kilomètres cubes en chiffres ronds.
On peut admettre, en plus, que, du Trias à nous jours (250 millions d’années), les évaporites ont atteint un volume de 500000km³, soit un total de 2 millions et demi de kilomètres cubes depuis 1 milliard d’années environ.
c. Climats propices aux dépôts d’évaporites
Parlant de Paléoclimatologie, il faut en venir aux climats favorisant le dépôt des évaporites, question fort longtemps discutée et G. BUSSON (1968) et A. AMEYERHOFF (1970) ont mis tout cela parfaitement au point.
Avant toute proportion, rappelons qu’il ne faut pas confondre les dépôts millimétriques et ceux de plusieurs dizaines ou centaines de mètres. Les dépôts millimétriques peuvent se former sous des climats très froids à saison sèche. B. FRISTRUP (1953) a décrit dans le Groenland septentrional des croutes de sel, formées de chlorures et de sulfates de magnésium et de calcium, provenant de l’assèchement de bassins fermés, alimentés par la fonte des neiges, qui asséchés pendant l’été sec et ensoleillé. R. GREEN (in NAIRN, 1961) a précisé la répartition des évaporites en latitude :
|
Temps géologique |
Latitude |
|
Tertiaire |
entre 10° et 50° Nord |
|
Crétacé |
entre 5° et 40° Nord, entre 0° et 20° Sud |
|
Jurassique |
entre 25° et 50° Nord, entre 0° et 35° Sud |
|
Trias |
entre 25° et55° Nord, entre 3° et 5° Sud |
|
Permien |
entre 25° et 55° Nord, entre ? et 25° Sud |
|
Carbonifère |
entre 35° et 55°Nord, entre 0° et 15° Sud |
|
Dévonien |
Entre 45° et 65° Nord, ? |
|
Silurien |
Entre 35° et 75° Nord, ? |
|
Ordovicien |
Entre 35° et 83° Nord, ? |
|
Cambrien |
Entre 25° et 75° Nord, ? |
Tableau 1. Répartition des évaporites en latitude. (Furon, 1972)
Il semble que pendant les périodes chaudes, la température devait atteindre 30°C par 70° de latitude Nord, au lieu de 1-4 °C actuellement. (Furon, 1972)
Figure 4. Distribution latitudinale des évaporites du Permien à l'actuel et mise en évidence des évaporites massives de l'Atlantique Sud (in Warren, 2010; d'après Ziegler et al. 2003). (Le cadre rouge représente les évaporites déposées au Crétacé à des latitudes tropicales à subtropicales).
II.1.3. Formations rouges
Les roches de teinte plus ou moins rouge ont donné lieu pendant longtemps aux interprétations les plus diverses :
a. Grès rouges : à certaines périodes des temps géologiques, on observe d’immenses étendues recouvertes de grès rouges ; exemples des Vieux Grès Rouges du Dévonien ou des Nouveaux Grès Rouges du Permo-Trias. Il s’agit avant tout de sédiments d’origine détritique, provenant de la destruction de nouveaux reliefs : chaînes calédoniennes pour les Vieux Grés rouges et chaînes hercyniennes pour les Nouveaux Grès Rouges.
Figure 5. Couleur rouge typique du grès du Permo-Trias. (Web 3)
La présence de grandes étendues de grès rouges donne de précieuses indications sur le climat d’une région (fig. 5): chaud, alternativement sec et humide et non pas désertique ou subdésertique comme on l’a cru pendant longtemps ;
b. Bauxites : sont de précieux minerais d’aluminium, ce pourquoi on leur un intérêt particulier. Les gisements de bauxite proviennent du remaniement d’anciens sols latéritiques. L’alumine a été libérée à partir de latérites préexistantes, ce qui implique une dénudation partielle ou totale et un changement de climat ;
c. Sidérolithique : formation d'argiles rougeâtres à concrétions ferrugineuses dérivant d'anciens sols et pouvant être exploitée pour le fer. On retrouve des faciès sidérolithique dans tous les pays du monde et à toutes les époques. Il s’agit toujours du remaniement de formations latéritiques antérieures, formées sous manteau forestier en climat intertropical à deux saisons. Ils indiquent donc un changement de climat (ou de relief) ayant provoqué la disparition de la forêt et de la couverture latéritique dans des régions relativement voisines. (Furon, 1972)
II.1.4. Formations éoliennes
Les dunes anciennes sont évidemment constituées par les mêmes éléments, des dunes actuelles, mais les sables ont été transformés en grés. Plusieurs auteurs ont réussi à préciser la direction des vents dominants en recherchant les traces de barkhanes fossilisée. Les exemples valables restent rares. En analysant de tels faciès (fig. 6), F.G. POOLE (1964) pense que pendant le Permien, les vents dominants des Etats-Unis (entre 35° et 43° de latitude Nord) étaient surtout du NNE, comparables aux (trade winds) actuels du Nord-Est. Au Trias supérieur, le vent semble passer au NW et la flore du Colorado se modifie, évoquant un climat subtropical.
Figure 6. Reconstitution de la direction des vents dans les grès dunaires de la Formation Navajo (Jurassique inférieur des États-Unis), d’après F. G. Poole, 1962, 1964.
Largement représentée dans le centre des États-Unis, la formation gréseuse Navajo (zone d’affleurement en grisé sur la carte) est constituée majoritairement par des dunes anciennes dont les structures (visibles sur la photo de Checkerboard Mesa, Parc national de Zion) permettent de reconstituer les directions des vents (marquées par des flèches) qui les ont constituées. (Foucault, 2009)
II.1.5. Charbons
Le charbon est une roche sédimentaire d’origine organique, dont les couches alternent avec des niveaux stériles (schistes, grés, conglomérats, etc.) et qui s’est déposée dans des bassins de subsidence pouvant atteindre plusieurs milliers de mètres de profondeur.
L’examen des végétaux et des animaux retrouvés dans les bassins charbonniers carbonifères laisse penser qu’il s’agissait d’un milieu chaud et humide, intertropical, sinon équatorial. Toutefois les sédiments de ces mêmes bassins ne donnant pas la même impression. L’examen des minéraux argileux a permis de rappeler que la présence d’illite, de minéraux micacés et de feldspaths est incompatible avec l’existence de climats tropicaux humides.
Il faut ensuite dépasser ce cadre classique du Houiller d’Europe occidentale et se souvenir de l’existence d’une belle flore à charbons depuis la bordure nord du Sahara jusqu’au Nord-Est du Groenland. Le climat se trouve confirmé par la présence de mers chaudes à Fusulines recouvrant les couches à charbon du Carbonifère moyen. (Furon, 1972)
II.2. Fossiles
La faune et la flore peuvent donner de bonnes indications si l’on connait leur écologie. De plus, nous commençons à disposer d’une nouvelle méthode permettant de préciser des paléo-températures en degrés centigrades d’après l’analyse isotopique de l’oxygène contenu dans le carbonate de calcium des coquilles de nombreux Mollusques, des rostres de bélemnites, ainsi que des tests de Foraminifères. (Furon, 1972)
II.2.1. Flores
La palynologie est principalement l’étude des pollens et des spores (Fig. 7), mais aussi celle des organismes microscopiques à paroi organique (Acritarches, Chitinozoaires, Dinoflagellés, etc.) qui, comme eux, résistent à l’action des acides forts (acide fluorhydrique, acide nitrique) utilisés pour leur dégagement. Ces restes organiques sont désignés sous le nom de palynomorphes. (Foucault, 2009)
Pollens et spores sont le plus souvent échantillonnés à partir de carottes prélevées dans des lacs, des tourbières ou en mer. De façon générale, on peut considérer que ces carottes permettent de reconstituer la pluie pollinique aux époques correspondant aux sédiments étudiés. Cette pluie pollinique peut donner des indications sur la végétation qui en était à l’origine (fig. 8). (Cours Amhoud)
|
|
Figure 7. Spores trilètes du Silurien. (Web 4)
|
Figure 8. Spectre pollinique : variations climatiques, paléoclimats et détermination des zones de végétations. (Web 5)
a. Transport des pollens à la limite Crétacé-Tertiaire
Le pollen fossile retrouvé dans les roches sous la limite Crétacé-Tertiaire à la pointe Zahursky nous indique qu'à la fin du Crétacé, le paysage était dominé par des forêts clairsemées de gymnospermes (conifères à cônes) et leur sous-étage de fougères, et de clairières couvertes de fougères et d'angiospermes (arbustes à fleurs et herbes). Un grand nombre de ces angiospermes produisaient du pollen semblable à celui des plantes exotiques modernes, et il est donc juste de croire que ce pollen devait produire des fleurs colorées et odorantes, abondantes en nectar et bien adaptée à la pollinisation par les animaux (fig. 9). (Web 6)
Figure 9. Transport des pollens par le vent et par les animaux. (Web 6)
Au-dessus de la limite Crétacé-Tertiaire, les plantes fossiles nous indiquent une réalité bien différente : au début du Tertiaire, le paysage se composait aussi de marécages, de lacs et de rivières, et de forêts de conifères, de fougères et d'angiospermes. Cependant, la plupart des pollens provenant des fleurs du Tertiaire ont des formes plus simples et une sculpture minorée. Dans les plantes modernes, ce type de pollen est bien adapté au transport par le vent. Les observations paléontologiques dans le pollen montrent que le changement observé dans la limite Crétacé- Tertiaire, c'est-à-dire des jolies plantes à fleurs complexes aux plantes plus simples pollinisées par le vent, pourrait avoir été causé par l'extinction des animaux pollinisateurs (Web 6).
Comme il a été dit, l’examen des pollens rend de grandes services dans l’étude du Tertiaire et du Quaternaire. On doit cependant prendre garde éventuellement au rôle du vent, dont on sait qu’il transporte actuellement des quantités de pollens à plus de 500 kilomètres de leur point d’origine. Des pollens de Podocarpus du Chili ont été retrouvés en Antarctide et des pollens subfossiles de Nothofagus à Tristan da Cunha (VAN STEENIS, 1962).
b. Etude des stomates
Les stomates correspondent à des ouvertures à la surface des feuilles, au travers desquelles s’effectuent les échanges de dioxyde de carbone et de vapeur d’eau avec l’atmosphère. Depuis quelques années, les paléoclimatologues étudient la densité des stomates présents sur les feuilles. En effet, la vapeur d’eau et le CO2 assurent l’essentiel des flux à travers l’épiderme des feuilles. Les plantes doivent optimiser le pompage de CO2, et en même temps perdre le moins d’eau possible. Lorsque la pression de CO2 atmosphérique augmente, la plante réduit sa proportion de stomates sans souffrir d’une réduction de l’absorption de CO2. Aussi, d’une manière générale, la densité stomatique est-elle inversement proportionnelle à la pression de CO2 atmosphérique (fig. 10). La densité stomatique, qui permet d’estimer la pression de CO2 des paléoatmosphères, paramètre essentiel du climat, n’est évidemment utilisable qu’à partir du Dévonien-Carbonifère soit depuis environ 400Ma, période marqué par le développement des plantes vasculaires pourvues de feuilles. (Deconinck 2009)
Figure 10. Évolution de la densité de stomates (en gris) depuis 400Ma comparée à l’évolution de la pression de CO2 atmosphérique estimée par d’autres méthodes. (Royer, 2001)
c. Formes des feuilles Phanérogames
Les feuilles de végétaux phanérogames constituent l’organe qui les met en relation avec l’atmosphère. Il n’est donc pas surprenant que ces feuilles présentent des adaptations se conformant aux conditions climatiques dans lesquelles ces plantes se développent. Sur cette remarque, on a construit des méthodes permettant de quantifier ces adaptations. L’une de ces méthodes, dite de l’homologue vivant le plus proche consiste à trouver des associations modernes de phanérogames dont les espèces sont les plus proches possibles de celles d’associations anciennes. On peut penser que les conditions climatiques qui régnaient alors, là où ces associations fossiles prospéraient, étaient les mêmes que celles qui prévalent pour les associations modernes. Même si ce raisonnement peut être recevable dans une certaine mesure, il présente bien des défauts. L’un est que rien n’assure que ce postulat soit vérifié : des espèces apparemment voisines peuvent avoir des écologies notablement différentes, surtout si beaucoup de temps les séparent. Un autre est que plus on remonte dans le temps, plus il est difficile de trouver des associations ayant des compositions spécifiques voisines de celles actuelles. Cette méthode est donc d’utilisation délicate. (Foucault, 2009)
Figure 11. Estimation de la température à partir de la physionomie foliaire depuis l’Eocène La comparaison entre l’évolution des températures calculées à partir des isotopes de l’oxygène (Zachos et al. 2001) et de la physionomie foliaire (Wolfe, J.A., 1993).
II.2.2. Faunes marines
La distribution des animaux marins varie selon le climat ou la température, la composition de l’eau de mer, la profondeur, la lumière, etc.
a. La composition isotopique des fossiles marins
Démontre qu’en 600 millions d’années, la courbe historique du CO2 atmosphérique a toujours évolué en parallèle avec la courbe historique des températures (fig.12). Les périodes froides comme le Carbonifère correspondent à des niveaux bas de CO2 atmosphérique, les périodes chaudes comme le Crétacé correspondent à des niveaux élevés de CO2 atmosphérique. (Cours Amhoud)
Figure 12. Relation entre teneur en CO2 atmosphérique et élévation de température globale moyenne. (Web 7)
b. Reptiles
Sont des animaux terrestres à température variable (ectothermes) et au corps souvent allongé et recouvert d'écailles. Les Sauriens ont une très grande importance pendant toute la durée des temps secondaires, on sait également que leur taille augmente avec la température, ou plus exactement que les plus grands Sauriens se trouvaient dans les pays chauds. L’humidité pouvait être relative, mais ces grands animaux avaient besoin d’un minimum d’eau et de nourriture. Les plus grands Sauriens du Secondaire (Diplodocus et autre) étaient herbivores et pesaient de 30 à 50 tonnes. Ils ne pouvaient donc vivre dans des déserts, ni dans des pays froids puisque la chaleur était nécessaire à l’éclosion de leurs œufs. Les petits Reptiles, par contre, peuvent s’adapter au climat chaud et sec, voire désertique du désert, etc.). Parmi les fossiles on cite souvent l’exemple de la tribu d’Aetosaurus du Trias d’Allemagne (fig.13), ensevelie au cours d’une tempête de sable. (Furon, 1972)
Figure 13. Spécimens fossiles d'Aetosaurus ferratus. (Web 8)
III. CAUSES DES CHANGEMENTS CLIMATIQUES
III.1. Mouvements des plaques continentales et orogenèse
La croûte terrestre est formée de plaques mobiles de différentes tailles (figure 14) qui glisse sur le manteau supérieur. Ces plaques ne sont pas immobiles mais en déplacement très lent. A ces déplacements sont associés la formation de montagnes, les tremblements de terre et une fraction importante des éruptions volcaniques, qui ont une influence climatique indéniable.
Figure 14. Plaques terrestres et position contemporaine. (Web 9)
La figure 15 illustre les mouvements depuis le permien. Passage d’un bloc continental relativement continu (La Pangée) avec une distribution assez symétrique des masses continentales entre les deux hémisphères à une dislocation progressive associée à l’ouverture de l’océan Atlantique depuis le Jurassique et à la scission du Gondwana en 5 grands blocs maintenant séparés (Amérique du Sud, Australie, Antarctique, Inde, Afrique). On remarque aussi la fermeture progressive de la Méditerranée dont l’ancêtre est la Téthys. Les mouvements terrestres sont forcément très lents et n’agissent sur le climat qu’à des échelles de temps comprises entre 10 et 100 Ma. (Web 10)
Deux effets peuvent être distingués : les mouvements orogénétiques et l'isostasie et la tectonique des plaques.
Figure 15. Position approximative des plaques terrestres à différentes époques géologiques depuis le Permien. (Web 11)
III.1.2. Rôle de l'orogénèse sur le climat : l'exemple des Rocheuses et du Tibet.
Rocheuses = une chaîne de montagne liée au plissement alpin et constitue une surface de plus de 2.5 millions de km2 à une altitude base comprise entre 1500 et 2000 mètres. Elles se sont soulevées à un rythme "rapide" de 1.5-2 km lors des 20 derniers millions d’années (soit environ 1 mm / an).
Les Rocheuses sont perpendiculaires au flux d'ouest des moyennes latitudes. Elles créent une onde planétaire qui favorise les coulées d'air froid en hiver et des remontées d'air chaud à l'amont, c'est-à-dire sur les grandes plaines américaines. La perturbation est globale en fonction de l'intensité du flux d'ouest.
Le Tibet (4000-5000 mètres sur plus de 2 millions de km2) s'est élevé encore plus rapidement (=2km en 5-10 millions d’années).
Le plateau tibétain bien que plus méridional que les Rocheuses affecte également la circulation d'ouest. Son rôle est toutefois plus important dans la circulation tropicale et notamment dans la mousson. Les surfaces déneigées au printemps boréal constituent une source de chaleur sensible par rapport à l'atmosphère libre environnant et contribuent à la mise en place de la convergence qui enclenche la mousson d'été.
Si le Tibet n’était pas là ou était moins haut, la mousson indienne remonterait beaucoup moins au nord.
Ces deux exemples montrent que des modifications du relief terrestre contribuent à la variabilité climatique sur une échelle supérieure au million d'années. Les conditions de relief peuvent être considérées comme stables en-dessous de cette échelle de temps. (Web 10)
III.1.2. Tectonique des plaques
La dispersion ou le rassemblement des masses continentales influencent de façon notable le climat sur des échelles de temps supérieures à 100 millions.
Les mouvements tectoniques sont fréquemment accompagnés de volcanisme qui a un impact éventuel sur le climat · On sait, par exemple, que la configuration actuelle d'un océan polaire pratiquement isolée du reste des océans par un pourtour continental est une configuration favorable à une glaciation dans l'hémisphère nord.
L’ouverture du passage de Drake (entre la pointe de l'Amérique du Sud et la Péninsule antarctique) a isolé le continent antarctique du point de vue continental et contribué à son englacement permanent.
La fermeture de l'isthme de Panama a entraîné une modification de la circulation océanique profonde puisqu' auparavant les eaux peu salines du Pacifique se mélangeaient avec les eaux salines de l'Atlantique, réduisant ou même stoppant la convection profonde des eaux atlantiques. (Web10)
III.2. Impact météoritique
Les météorites sont des objets venus de l'espace qui parviennent jusqu'au sol terrestre et y creusent des cratères parfois considérables.
L'impact d'une météorite peut changer le climat sur une courte période. Il provoque notamment un nuage de poussière (comme dans le cas des éruptions volcaniques). Ce nuage peut constituer une barrière à la lumière du soleil pendant des années. Il en résulte une réduction des températures et une disparition des plantes et des animaux. Les dinosaures ont par exemple disparu brusquement durant la période entre le crétacé (140 à 65 millions d'années) et le tertiaire (65 à 2 millions d'années). Il est très probable que l'impact d'une météorite géante dans le Yucatán (Mexique) en soit la cause. L'impact de cette météorite a formé un cratère de 180 kilomètres de large qui a provoqué un gigantesque tsunami. Aujourd'hui, le cratère se situe à des centaines de mètres sous la surface de la Terre et n'est plus visible. (Web 12)
L’iridium : est un métal généralement
très rare sur la terre. Il est le plus souvent associé au platine.
Pourtant on le trouve, en
quantité significativement plus importante que partout ailleurs, dans une
couche géologique, relativement peu épaisse, et qui fait la jonction entre le
Crétacé et le Tertiaire, c'est-à-dire âgée de 65 millions d'années. On trouve
aussi, au Mexique, plus précisément dans le Yucatan, la trace d'un impact météoritique
de grande dimension et que l'on date de la même époque.
On fit donc l'hypothèse que la couche de cendre riche en iridium (fig.16) est ce qui reste des dépôts de poussières provenant des formidables nuages qu'a dû faire naître l'écrasement de cette météorite avec notre planète. (Web 13)
Figure 16. La couche d’argile noire datée de 65 Ma contient une forte quantité en iridium, élément normalement abondant dans les météorites et les produits volcaniques. (Web 14)
III.3. Rotation de la terre
La terre parcourt une orbite ovale autour du soleil. Lorsque cette orbite change légèrement, certaines parties de la Terre se rapprochent du soleil et d'autres s'en éloignent. Ceci entraîne un réchauffement des parties qui se rapprochent du soleil et un refroidissement de celles qui s'en éloignent. La théorie de Milankovitch explique comment les variations de l'orbite autour du soleil, de l'angle d'inclinaison de l'axe de la Terre et influencent la température de la Terre. Ces dernières entraînent donc une variation de la température sur Terre et expliquent les passages successifs des périodes glaciaires aux périodes interglaciaires au cours des 2,5 millions d'années passées. (Web 12)
III.4. Modification de l’atmosphère et de l’albédo de la terre
Du rayonnement solaire envoyé intercepter par la terre, 31 % (albédo) est réfléchi par les nuages, la glace, les régions désertiques et certains aérosols. Le reste est absorbé par l’atmosphère, le sol et les océans, qui s’échauffent et émettent des rayonnements infrarouges. La répartition de la température à l’intérieur de l’atmosphère dépend de sa composition, notamment en gaz à effet de serre. Le bilan climatique peut donc varier si ces conditions sont modifiées, soit qu’elles s’opposent à l’entrée du rayonnement incident, soit qu’elles contribuent à un accroissement de l’effet de serre. Parmi les phénomènes qui peuvent s’opposer à l’entrée du rayonnement solaire incident, on peut comprendre les éruptions volcaniques qui projettent dans l’atmosphère des quantités parfois considérables de très fines particules de gaz et de cendres volcaniques. Leur impact climatique est encore difficile à évaluer car des observations précises des modifications atmosphériques induites par ces phénomènes ne peuvent se faire que par satellite et l’on ne possède, de ce fait, qu’un recul insuffisant. Il semble que cet impact dépende beaucoup de la latitude des volcans et delà composition des gaz émis (notamment du flux de SO2) autant ou davantage que des poussières. (Foucault, 2009)
Figure 17. Impact d’une éruption volcanique sur l’atmosphère (V. Courtillot, 2009)
Vers le haut, l’émission d’aérosols et de gaz s’oppose à l’entrée du rayonnement solaire. Vers le bas, l’absorption, par ces éléments, du rayonnement infrarouge émis par la surface terrestre conduit, par effet de serre, à un réchauffement de la troposphère.
III.5. Effet de serre
Ce modèle d'évolution du soleil prédit que sa luminosité était plus faible de 25 à 30% de l'Hadéen à l'Archéen. Si l'on considère que la Terre possédait durant cette période une atmosphère semblable à la nôtre il faudrait alors attendre 2 milliards d'années pour que sa température de surface dépasse 0°C, la température initiale à 4,6 Ga étant comprise entre -43 et -23°C. La quasi-totalité des océans aurait dû être couverte de glace. Les géologues n'ont jamais relevé de trace de glaciation globale durant cette longue période excepté quelques glaciers locaux à 2,9 Ga (glaciation ‘pongolienne') et à 2,4 Ga (glaciation huronienne). Ils concluent bien au contraire à une période chaude comme en témoignent notamment la présence de cyanobactéries à 3,8 Ga et d'un cycle érosif de l'eau déjà actif ayant mené à l'accumulation de petits cristaux de zircon il y a 4,4 Ga. L'eau était donc déjà présente 160 Ma après la formation de la Terre et les températures océaniques déduites des isotopes de l'oxygène et du silicium mesurés sur des roches siliceuses variaient entre 30 à 50°C (Archéen et Paléoprotérozoïque) bien loin d'un climat qui aurait dû être globalement très froid comme le laisserait supposer un ‘Soleil pâle' de faible luminosité. (Web 15)
Figure 18. Concentrations en CO2 de l’atmosphère nécessaire pour compenser une faible luminosité solaire dans le passé.
Le calcul a été fait en supposant un albédo constant. Les zones en grisé (fig.18) indiquent les concentrations en CO2 possibles. Durant les périodes glaciaires, à 2,5 Ga et 0,8 Ga, elles ont été calculées en posant que les températures moyennes de surface étaient entre 5 ºC et 20 ºC. Pour les autres périodes, pendant la majeure partie du Précambrien, on a posé que la Terre ne comportait pas de glaces. Échelle des abscisses : temps BP (en Ga) ; échelle des ordonnées : à gauche pression partielle de CO2 ; à droite, concentration en CO2 avec, comme unité, la pression partielle de CO2 de l’atmosphère actuelle. D’après ce modèle, la concentration en CO2 de l’atmosphère au début du Précambrien aurait été de plus de 100 fois celle d’aujourd’hui (Kasting, J. F., 1993).
Quel est donc le ou les responsables qui ont permis que la surface de la Planète fût chaude jusqu'au moins le Paléoprotérozoïque il y a 2,5 à 2,4 Ga ? Les températures atmosphériques reconstituées étaient comprises entre + 55 et + 85 °C à l'Archéen. Le candidat numéro 1 est le méthane (CH4), gaz à effet de serre bien plus puissant que le CO2. Le méthane, en l'absence d'oxygène à cette période présentait des teneurs de 100 à 1000 fois la teneur de l'atmosphère actuelle. Concernant le CO2, l'étude de paléosols, des BIF (= ‘Banded Iron Formation) et de minéraux silicatés ou particuliers (pyrite, sidérite, uraninite) montre que sa teneur dans l'atmosphère précambrienne était de 10 à 1 000 fois l'actuelle. Leur origine est surtout liée au volcanisme. Il apparaît ainsi que durant une période couvrant au moins la moitié de l'histoire de la Terre l'atmosphère fut très riche en gaz à effet de serre. Pendant cette période la teneur en oxygène était très basse (0,0001% de la teneur actuelle). Cet oxygène deviendra plus abondant (0,1%) à la limite Archéen/Protérozoïque vers 2,5 Ga, pour atteindre des valeurs proches de l'actuelle dès le Cambrien (il y a 0,541 Ga). C'est avec la photosynthèse suite à l'apparition des cyanobactéries que cet oxygène est produit autour de 2,5 Ga. Ainsi le faible ensoleillement d'une grande partie de la Planète fut compensé par des gaz à effet de serre sans que cela n'empêcha la Vie de se développer pleinement (prolifération de procaryotes, et plus tard apparition des eucaryotes). (Web 15)
III.6. Volcanisme
Les trapps se sont formés entre la fin du Secondaire et le début du Tertiaire, il y a 60 à 68 millions d'années (fig.19). L'empilement de coulées de lave basaltique recouvrait à l'origine une superficie de 1,52 à 21 millions km2, pour un volume émis de deux à trois millions de kilomètres cubes ; l'érosion due à l'altération du basalte et la tectonique des plaques ont ensuite réduit la superficie à 500 000 km2 actuellement et le volume directement observable à 512 000 km. Ils reposent sur des terrains granitiques et de gneiss constituant un bouclier datant du Précambrien. Raisons et mode de formation sont encore mal connus, mais les scientifiques sont d'accord pour dire que le débit de lave émis était très important. Les épisodes éruptifs les plus longs ont pu durer plusieurs années, et se sont succédé de manière répétée pendant une période d'une durée estimée entre 30 000 ans et un million d'années pour former les trapps.
Une autre théorie pour la formation de ces coulées de lave dont l'origine n'est pas déterminée mais qui pourrait être météoritique, date d'il y a 65 millions d'années, donc contemporain des trapps.
Les trapps du Deccan ont pu jouer un rôle dans l'extinction Crétacé-Tertiaire par modification des climats à l'échelle mondiale. Du dioxyde de carbone a ainsi été émis lors du dégazage de ces coulées de lave, puis absorbé lors de l'altération du basalte qui les compose. Au total, la quantité de ce gaz rejetée initialement dans l'atmosphère au cours de cet épisode serait de 1,6 1018 moles, ce qui équivaut à la moitié du dioxyde de carbone actuellement dissous dans les océans. Cette hausse du taux de dioxyde de carbone dans l'atmosphère se serait résorbée en 1,5 million d'années par l'altération des silicates, et aurait entraîné une élévation des températures mondiales de 4 °C. (Web 16)
Figure 19. Carte géologique simplifiée de l'Inde avec les trapps du Deccan en violet. (Web 16)
IV. CONCLUSION
Depuis que la Terre existe, c’est-à-dire depuis 4,567 milliards d’années, s’il est bien une constante c’est qu’elle n’est jamais restée figée telle quelle, et qu’elle fut sans cesse profondément modifiée de façon plutôt aléatoire. Cela concerne autant les processus internes (notamment la composition de la lithosphère et les variations des mécanismes affectant la dérive des continents) que les processus externes. Parmi ces derniers l’atmosphère n’a cessé de varier du tout au tout notamment en ce qui concerne sa composition gazeuse. L’ensemble de ces processus internes et externes se sont sans cesse ‘télescopés’ et ont entraîné des rétroactions complexes à l’origine des nombreux changements climatiques observés dans les archives géologiques. A ces paramètres s’ajoutent également ceux pilotés à l’échelle extraterrestre, parmi les plus importants citons l’activité du Soleil ou les variations des paramètres orbitaux de notre Planète (précession, obliquité, écliptique). Le résultat est une combinaison extrêmement complexe de processus cumulatifs réguliers, irréguliers, linéaires ou non, chaotiques souvent, jouant à toutes les échelles temporelles et affectant à tout moment le climat qui en constitue une réponse. Physiciens, chimistes, biologistes, géographes… géologues tentent chacun à partir de son pré-carré de démêler cet écheveau particulièrement difficile à comprendre. Les synergies entre les disciplines sont heureusement nombreuses et le système climatique est peu à peu mis à nu à travers les temps géologiques.
Références bibliographiques et webographie
Bibliographie
· Courtillot, V. (2009)-« Voyage au centre de la Terre ».
· Deconinck, J-F. (2009) - « Paléoclimats l’enregistrement des variations climatiques ».
· Foucault, A. (2009) - Climatologie et Paléoclimatologie.
· Furon, F. (1972) -« élément de paléoclimatologie ».
· J. F., 1993, Science, 259(5097), p. 920- 926. Avec l’autorisation de l’American Association for the Advancement of Science.
· Poole. F.G, 1962, 1964 - Jurassique inférieur des États-Unis.
· Royer, D.L. (2001) Stomatal Density and Stomatal Index as Indicators of Paleoatmospheric CO2 Concentratio.
· Warren, J. K. (2010) - Évaporites à travers le temps: contrôles tectoniques, climatiques et eustatiques dépôts marins et non marins - Earth Science Reviews, Vol. 98, numéro 3-4, 217-268 pp.
· Wolfe, J.A. 1993. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 108, p. 195-205.
