Lucas JOUVE

PROCESSUS NATURELS

Question:       Les changements climatiques historiques (quaternaire)

Les changements climatiques historiques (Quaternaire)

Le système Terre, créé il y a de cela 4,5 milliards d’années, n’a cessé d’évoluer depuis. Le climat de la planète, actuellement au centre des préoccupations, constitue l’une de ses caractéristiques capable d’évoluer. Le climat correspond à la distribution statistique des conditions atmosphériques dans une région donnée pendant une période de temps donnée (wikipedia.fr). Il ne faut pas confondre climat et météorologie, cette dernière étant l’étude de l’évolution des conditions atmosphériques en un lieu donné et sur une faible échelle de temps.

Nous tâcherons de répondre ici entre autres aux questions suivantes :

Comment étudier les variations climatiques sur le très long terme c’est-à-dire à l’échelle des milliers à centaines de millions d’années? Quels sont les changements climatiques majeurs survenus depuis l’époque pour laquelle nous disposons des premières données? Quelle est la durée nécessaire à la mise en place d’un nouveau climat et comment pouvons-nous décréter qu’on change d’"ère climatique"?

I.                  Le décryptage des archives glaciaires et des fossiles ou sédiments

La Terre a connu par le passé de nombreuses conditions climatiques bien différentes les unes des autres et ces variations intéressent particulièrement l’homme dans le contexte actuel de bouleversement climatique. Afin d’analyser les climats qui ont précédemment régné sur la planète, nous avons à notre disposition trois techniques principales : l’étude des glaces, des fossiles et des roches.

A.               Faisons parler la glace

Les calottes polaires ou inlandsis sont des glaciers continentaux c’est-à-dire que ce sont d’énormes quantités de glace (98% de l’eau douce de la planète) qui résultent de dépôts successifs de neige suivis de compaction qui la transforme en glace.

Au début des années 70, les Américains ont atteint 2138 m de profondeur avec le forage de Byrd, mais dans une glace très déformée au-delà de 50 000 ans par l’écoulement et donc difficilement exploitable. En effet, la glace présente des caractéristiques physiques qui en font un solide très déformable qui s’écoule lentement. Aussi, les glaces d’un inlandsis sont-elles continuellement remplacées, et les carottages sur le Groënland (2037m Dye core GISP2, 1981 ; 3085m, NGRIP, 2003) ou sur l’Antarctique (Dome F, 3000m, 2007 ; EPICA, 3300m, forage jusqu’’à 3200 m, 2004) nous fournissent des échantillons allant de l’actuel à 800 000 ans en Antarctic et seulement jusqu’à 400 000 ans environ pour le Groënland.

 

Divers carottages de glace sur Terre avec leur profondeur

Les glaciers continentaux andins, africains, himalayens ou dans les Rocheuses et en Russie sont capables e délivrer de l’information sur le climat du ou des derniers milliers à dizaines de milliers d’années : Sajama Bolivie 25 000 ans ; Kilimanjaro, 12 000 ans ; Guliya Ice Cap, plateau Tibétain ou Upper Fremont Glacier, environ 1000 ans. Ceslistes ne sont bien évidemment pas exhaustives.

L’étude des gaz emprisonnés dans les bulles de la glace des calottes polaires, tels que CO2 ou CH4, permet de connaître la composition de l’atmosphère ancienne, car leur temps de résidence dans l’atmosphère est court (environ 10 ans) mais suffisamment long pour permettre à l’atmosphère de s’homogénéiser à l’échelle de la planète. En outre, la géochimie des poussières minérales permet de remonter aux régions désertiques qui les ont émises ou aux volcans qui ont explosé, faisant des calottes glaciaires de formidables sources d’information.

Outre les teneurs en gaz, les isotopes stables de l’eau constituent des traceurs géochimiques très efficaces et très utilisés dans le décryptage de ces archives. En effet, le rapport 18O/16O est modifié significativement lors de l'évaporation et de la précipitation du fait de la différence de masse entre les deux molécules H218O et H216O. L'eau du réservoir atmosphérique est ainsi déprimée en 18O (plus lourd que 16O) par rapport à l'eau du réservoir océanique ; inversement, l'eau de pluie est enrichie en 18O par rapport à l'eau atmosphérique. Ainsi, avec le transport de l'air à travers les cellules convectives (Hadley, Ferrel, et cellule polaire) et les précipitations successives qu'il peut subir pendant son transport, l’air voit son rapport 18O/16O décroître. Lorsqu'il précipite finalement en neige sous les hautes latitudes au niveau des calottes polaires, il constitue un réservoir solide (apparenté à la géosphère) aux propriétés isotopiques très différentes de celles de l'océan (18O/16O plus bas de quelques ‰). Durant les périodes glaciaires, le stockage de glace représente un énorme volume ; le niveau de l’océan mondial s’est ainsi abaissé de 120m lors de la dernière glaciation. Cela provoque un enrichissement de l'eau océanique en 18O par rapport à 16O, et inversement pendant les périodes chaudes, il s'opère un déstockage de 16O. On peut suivre ces évolutions dans la composition isotopique de l'oxygène grâce à la composition des glaces.

Les calottes polaires de l’Antarctique et du Groenland constituent la majeure partie de la cryosphère (90 % du volume de l’eau douce de la planète). La transformation de la neige en glace est rapide, mais l’évolution de cette glace en profondeur (recristallisation progressive en cristaux de grande taille) est lente, jusqu’à 2000 ans. Points froids de la Terre, les calottes interagissent avec le climat global. Elles sont susceptibles de se développer en quelques siècles (peut-être même quelques décennies) grâce à un effet de feed-back positif entre précipitation neigeuse et albédo. Inversement, elles peuvent disparaître en moins de 10 000 ans (cas de la dernière période glaciaire), en libérant de grandes quantités d’icebergs qui viennent perturber la circulation océanique et le climat. Les carottages dans la glace nous fournissent donc des enregistrements continus de l’environnement passé au cours des derniers cycles climatiques, dont la représentativité géographique n’est pas limitée à la région.

B.               Ce que disent les fossiles et les sédiments

On peut remonter beaucoup plus loin en étudiant la composition isotopique de l'oxygène des carapaces des organismes vivants (CaCO3 par exemple) ou les sédiments. Mais cette lecture est rendue complexe par deux phénomènes:

1.       En premier lieu, le rapport 18O/16O est dépend de la température; il existe donc une stratification du rapport 18O/16O avec la température et donc la profondeur de l'océan en région de basse latitude (voir température de l’océan profond en fonction de la latitude, MC - Ocean - Thermocline - Belkatir & Rondeau.htm). Mais ce phénomène sera peu ou pas notable en région polaire, on ne peut donc utiliser ce rapport qu'en établissant un bilan (à travers les concentrations mesurées dans des coquilles, souvent du plancton), entre des organismes vivant sur le fond de l'océan (benthiques) et des organismes nageurs vivant en surface (pélagiques), et en interrogeant des organismes vivant sous des latitudes très différentes.

2.       En second lieu, les organismes vivants opèrent une sélection de 18O, et leur rapport 18O/16O est donc différent de celui de l'océan contemporain. Ces mécanismes doivent être pris en compte dans le calcul des paléo-températures océaniques. On exprime généralement ce rapport sous la forme 18O, qui représente l’écart de ce rapport à la valeur moyenne de l’eau de mer, son unité est le ‰. De la même manière on utilise beaucoup le rapport du Deutérium 2H (ou D) à l’hydrogène, et là encore on définit un D, exprimé en ‰.

Pour les carbonates, les compositions isotopiques sont déterminées par le système CO2/HCO3-/CO32- en solution. Outre la température, l’origine du CO2 entrant dans la constitution des carbonates est le paramètre essentiel de leur composition isotopique. Ainsi lorsqu'un organisme vivant dans l'océan se constitue une coquille de calcite (CaCO3) en pompant des ions de l'eau, c’est le stock océanique de HCO3- (à composition isotopique assez constante) qui en définit le rapport 13C/12C. Toutefois, les réactions du métabolisme cellulaire s’accompagnent le plus souvent d'un fractionnement isotopique du 12C au détriment du 13C, et l'on constate ainsi que, lorsque le CO2 provient surtout de l’activité bactérienne dans les sols et les vases, les carbonates diagénétiques[1]1 qui en résultent ont une teneur en 13C beaucoup plus basse. C'est en analysant ce rapport 13C/12C que l'on a pu affirmer que certains sédiments vieux de 3,8 milliards d’années portent la signature isotopique du vivant.

II.              Les changements cycliques du climat

Dès 1983, le profil isotopique de Vostok étudié par Claude Lorius révéla sans ambiguïté une histoire continue du climat sur plus de 140 000 ans, montrant la fin de la dernière glaciation vers -15 000 ans, son maximum vers -25 000 ans, et la glaciation précédente vers -140 000 ans. La progression des forages nous a permis d’étendre notre connaissance de l’évolution de l’atmosphère à 4 cycles climatiques, en s’appuyant sur les concentrations en CO2 et CH4 qui ont oscillé depuis 400 000 ans respectivement entre 200-280 ppmv (partie par million en volume) et 350-700 ppbv (partie par milliard en volume).

Evolution de la température et des concentrations en CH4 et CO2 dans l’atmosphère depuis 400 000 ans (source : acer-acre.org)

On peut tout d’abord remarquer sur le graphe ci-dessus qu’il y a quasiment superposition des trois courbes ce qui confirme l’hypothèse selon laquelle la température de la planète serait intimement liée aux concentrations en CO2 et CH4 et que même ces deux dernières grandeurs seraient interdépendantes. A la seconde lecture du graphe on remarque clairement une cyclicité des variations de grande amplitude autour d’une période de 100 000 ans qui est imputable aux variations de l’orbite terrestre. Les modifications de cette dernière a aussi une influence sur des périodes plus courtes comme le prouve la présence dans le signal climatique de Vostok de périodes de 20 000 et 40 000 ans.

C’est donc bien, comme le supposait Milutin Milankovitch dans sa théorie entre 1920 et 1940, les variations de l’orbite terrestre qui seraient responsables des variations du climat à l’échelle des dizaines ou des centaines de milliers d’années d’où l’existence d’une cyclicité car les paramètres orbitaux de la Terre varie cycliquement.

1.       Tout d’abord, l’excentricité de l’orbite terrestre ; elle passe d’un stade circulaire à un autre en passant par un maximum d’allongement de l’ellipse selon deux périodes 100 000 et 413 000 ans. L’excentricité maximale est de 0.06 et les distances Terre-Soleil minimales et maximales sont alors respectivement 129 000 000 km et 187 100 000 km.

 

variation de l’excentricité de la Terre (source : planet-terre.ens-lyon.fr)

2.       Ensuite, il y a les variations de l’inclinaison de l’axe de rotation terrestre par rapport à la normale au plan de son orbite, celle-ci oscille entre 21.8° et 24.4° et ce phénomène a une période d’environ 41 000 ans.

variation de l’inclinaison de la Terre (source : planet-terre.ens-lyon.fr)

3.       Enfin, il faut prendre en compte la précession de l’axe de rotation de la Terre (fig.5) qui a une influence sur la date d’apparition des équinoxes et donc les longueurs des saisons. En effet, l’axe de rotation de la terre est en rotation lente autour d’un axe perpendiculaire au plan de l’écliptique et cette rotation se fait sur une période d’environ 26 000 ans.

Précession des équinoxes (source : planet-terre.ens-lyon.fr)

L’évolution de tous ces paramètres influe sur la quantité de lumière donc d’énergie reçue par la Terre de la part du Soleil, ce qui explique les variations du climat à grande échelle. De plus, même si l’ensoleillement reste globalement à peu près constant année après année, les modifications de l'insolation aux hautes latitudes en été (la seule période recevant de l’énergie solaire) apparaissent relativement importantes. C’est la variation de cette dernière qui conditionne le climat terrestre et qui fait osciller celui-ci entre les deux extrêmes suivants :

- forte excentricité de l’orbite, forte inclinaison (comme de nos jours) et faible distance Terre-Soleil en été => saisons très contrastées

1.       - orbite quasi circulaire, faible inclinaison et grande distance Terre-Soleil en été => saisons peu contrastées.

2.       La deuxième situation, aux saisons peu contrastées, est vraisemblablement favorable aux périodes glaciaires  car si les conditions sont telles que l’enneigement d’hiver ne se résorbe pas ou mal en été, les conditions du déclenchement d’un feed-back positif entre précipitation neigeuse et albédo sont peut-être réunies. Inversement, la première situation aux étés chauds et hivers rigoureux paraît très défavorable à une période glaciaire.

III.           3. Les oscillations rapides du climat

L'apparente stabilité du climat durant la dernière période glaciaire (de -110 000 ans à -12 000 ans avant notre ère) a été régulièrement interrompue par des oscillations rapides, d'une durée comprise entre la décennie et le millénaire. On sait maintenant que cette pseudo-stabilité a été régulièrement interrompue par des oscillations rapides du climat, d'une durée comprise entre la décennie et le millénaire.

Ces oscillations mémorisées dans les carottes de glace, appelées "cycles de Dansgaard-Oeschger", ont été mises en évidence par Dansgaard et al en 1994. Elles débutent par un refroidissement rapide de 5 à 10°C en quelques siècles, suivi d’un réchauffement encore plus rapide, en quelques décennies. La fréquence de ces évènements serait approximativement de un tous les 1500 ans.

Ces oscillations ont aussi été observées dans les sédiments océaniques de l’Atlantique Nord (entre 40 et 60°N) par Heinrich en 1988, mais on y remarque aussi la présence d'autres événements froids, se traduisant par des arrivées brutales et massives de sables et débris grossiers râclés par les glaciers et transportés par des icebergs. Appelés "événements de Heinrich", ces épisodes froids se produisent avec une relative périodicité de 7 000 à 8 000 ans. Ils sont très nettement visibles sur le graphique suivant :

 

Evolution de δ18O depuis -60 000 ans jusqu’à nos jours

Les variations du rapport 18O/16O des coquilles de foraminifères planctoniques que l’on retrouve après leur mort des les sédiments de l’Atlantique Nord conduisent à penser qu’une énorme quantité d'eau douce s’est mise en place à la surface de l'Atlantique Nord. Cette strate d’eau douce de surface, foide mais de faible densité, aurait eu pour effet de ralentir le plongement des eaux du Gulf-Stream en eau profonde sous les hautes latitudes, bloquant éventuellement la circulation thermohaline. L’origine de ces évènements sur un rythme de 7000 ans n’est pas encore clairement expliquée :

1.       Une première hypothèse, dite du «forçage interne», très en faveur, consiste à penser que la glace qui s'accumule pendant plusieurs millénaires sur l'Amérique du Nord limite de plus en plus l’évacuation de la chaleur issue de la croûte terrestre. On pourrait alors atteindre une chaleur telle qu’elle induirait la mobilisation de l’eau des sédiments et l’effondrement de la calotte, augmentant considérablement le nombre des icebergs. Leur fonte serait alors responsable de la couche d’eau douce ;

2.       Une seconde hypothèse, dite du forçage externe, s’appuie sur les variations d'insolation et d'activité solaire qui, pour les auteurs, permettent alors d’expliquer l’étendue du phénomène de fonte, visible non seulement en périphérie de la calotte canadienne mais qui peut être observée dans tout l'hémisphère Nord. Toutefois, un tel argument n’est pas imparable, les effet de fonte de la calotte Laurentide pouvant se faire sentir à distance via l’atmosphère.

Comme le soulignent les auteurs du dossier CNRS http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosclim1/biblio/pigb15/01_changements.htm «'jusqu’à présent, personne n'a été capable de décrire comment s'articulent les mécanismes qui sont capables d'induire de tels changements dans l'océan et dans l'atmosphère. ».

Par ailleurs, les glaces du Groenland montrent que les changements climatiques sont amples, rapides, et largement étendus. Les refroidissements se produisent en plusieurs temps, alors que les réchauffements ont lieu en une seule étape. Les réchauffements les plus forts ont atteint 8°C. Ils se traduisent par un doublement des précipitations neigeuses, un effondrement de la quantité des poussières apportées par les vents, témoignant de conditions atmosphériques nettement plus humides. L’augmentation de la teneur en CH4 est interprétée comme le résultat de l’accroissement de la masse végétale et conforte les observations précédentes.

Un exemple de variation brusque et relativement intense du climat est le petit âge glaciaire, période durant laquelle le climat s’est refroidit de manière notable à l’échelle planétaire. Il a eu lieu entre 1550 et 1850 et est caractérisé par un avancement des glaciers et d’importantes famines notamment en Europe. Le refroidissement est en moyenne de 1°C ce qui n’est pas énorme à première vue mais qui est suffisant pour dérégler le climat (phénomène de feedbak) et causer de nombreux problèmes aux populations.

Le petit âge glaciaire a surtout été décrit et commenté en Europe et en Amérique du Nord, bien que d'autres régions du monde aient été concernées. Au milieu du XVIIe siècle, les glaciers des Alpes suisses avancent rapidement, engloutissant fermes et villages. En Angleterre, la Tamise gèle (pour la première fois en 1607, pour la dernière fois en 1814); quand bien même certains aménagements urbains (des ponts notamment) aient pu favoriser le phénomène en entravant le flux des eaux, la fréquence de l'évènement est un bon exemple de la persistance du refroidissement en Europe. De la même façon, les canaux et rivières des Pays-Bas se muent en glace lors de plusieurs hivers. Ainsi celui de 1794-1795, pendant lequel la cavalerie française s'empare de la flotte hollandaise prise dans les glaces. Lors de l'hiver de 1780, la zone fluviale de New York devient solide : on marche entre Manhattan et Staten Island et les liaisons de commerce par voie maritime sont bloquées. (source : wikipedia.fr)

 



[1] La diagenèse est la suite des transformations qui convertissent une vase sédimentaire née dans l'hydrosphère en roche de la géosphère. Elle se produit là où la minéralogie de la roche devient instable en raison du changement soit des conditions (P, T) soit de la chimie du sédiment. Elle transforme le sable en grés, la boue en argile, en marne ou en calcaire, etc