Géologie 29

Les climats

15. Climats et paléoclimats

A. Les facteurs du climat

La terre est soumise à l'heure actuelle, des pôles à l'équateur, à un régime des climats contrastés, qui correspond à une période interglaciaire. Les principaux facteurs qui influencent naturellement notre climat sont le degré d'insolation qui dépend de la latitude et de la position de la terre par rapport au soleil, le régime des vents et celui des courants marins .

C'est la périodicité des fluctuations climatiques au cours du Quaternaire récent, révélées et précisées par l'analyse isotopique de l'oxygène qui a conduit différents auteurs à rechercher un phénomène périodique comme un moteur des variations climatiques. Or dès 1920 Milankovitch avait invoqué des fluctuations de paramètres de l'orbite terrestre ( excentricité, obliquité et précession ), pour expliquer les variations de climat. Le postulat de Milankovitch est que le facteur déterminant n'est pas la quantité globale de rayonnement solaire reçu par la terre au cours d'une année, mais plutôt la quantité reçue aux hautes latitudesde l'hémisphère nord au cours de l'été.

L'obliquité sur l'écliptique  (angle de l'axe de rotation de la terre par rapport au plan orbital qui oscille entre 20 et 25 °, aujourd'hui, 23°27' , détermine l'angle que fait l'axe de rotation de la terre et la direction du soleil. Elle a une périodicité de variation de l'ordre de 40.000 ans et exerce une influence prédominante sur la quantité de rayonnement solaire reçu pendant l'été dans l'hémisphère nord.

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Un second paramètre intervient, la précession des équinoxes ( direction dans laquelle pointe l'axe de la terre , celui-ci effectuant une rotation sur un cône perpendiculaire au plan de l'ecliptique ), elle fluctue suivant une période de 20.000 ans et détermine si le moment où la terre se trouve au plus près du soleil (périhélie) correspond à l'été boréal ou austral.

Ce nom lui vient d'une première conséquence du phénomène : le déplacement de la position des équinoxes. Supposons, en effet, que TP soit la position de la ligne des pôles à l'équinoxe du printemps. Après que la Terre aura effectué un tour complet de l'orbite, c.-à-d. au bout d'une année, son centre sera revenu en T; mais la ligne des pôles aura, au lieu de la position TP, une position très voisine, Tp; au bout d'une seconde année, elle en aura une encore un peu plus éloignée, Tp', et ainsi de suite. Or ce mouvement conique autour de TK se fait en sens inverse de la course annuelle, de sorte que, lorsque le centre de la terre est revenu en T, la position TP, qui correspond à l'époque de l'intersection du plan de l'équateur avec le plan de l'écliptique, c.-à-d. à l'équinoxe de printemps, est déjà depuis un instant dépassé, la ligne des pôles avant alors la position Tp, Tp'. Il en résulte que, chaque année, l'équinoxe de printemps se reproduit avant que la Terre ait effectué sa révolution complète autour du Soleil. 

Ce déplacement du point équinoxial est dit, comme tous les mouvements de l'Est vers l'Ouest, rétrograde. La rétrogradation est de 50",2 environ par an, ce qui donne, pour la révolution complète, 25 765 années. L'avance dans la date de l'équinoxe est, traduite en heures solaires moyennes, de 20"20 et, si l'on envisage le mouvement apparent du Soleil, l'année tropique, c.-à-d. le temps qui s'écoule entre deux passages consécutifs du Soleil au même équinoxe, est plus courte, d'une même durée, que l'année sidérale, c.-à-d. que l'intervalle entre deux passages consécutifs du Soleil au même point de l'écliptique.

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Enfin, les variations de l'excentricité de l'orbite terrestre de l'ordre de 0 à 6 % ont une périodicité de 100.000 ans , elles affectent la quantité de rayonnement reçu au périhélie ( et déterminent donc l'amplitude du facteur de variation de 20.000 ans de période )

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mais semblent avoir que peu d'influence par elles-mêmes.Notons encore la précession du périhélie illustré ci-dessous

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Les fluctuations isotopiques de l'oxygène  mettent en évidence des périodes de 20.000 et 40.000 ( en fait 23.000 et 42.000 ) mais ne sont pas une simple reproduction orbitale. La vitesse différentielle de développement et de fonte des calottes glaciaires intervient.

Le régime général des vents est déterminé par les différences de température latitudinales et par la rotation de la terre. Les régions tropicales recoivent 200 fois plus de chaleur que les régions polaires . L'air chaud plus léger et humide s'élève et vient s'écraserà 10.000 m contre les couches froides de la tropopause où la vapeur d'eau se condense provioquant les orages tropicaux.

La zone tropicale est une zone de basse pression qui attire les masses d'air plus froides venues des hautes latitudes ( 30°N et S). A cause de la force de Coriolis engendrée par la rotation de la terre d'ouest en Est, ces vents appelés alizés, sont déviés vers l'ouest dans le sens des aiguilles d'une montre au Nord, dans le sens inverse au sud.Le léger décalage nord-sud des alizés détermine une zone tropicale d'alternance de saisons sèches en hiver et humides en été ( mousson en Inde ).

La zone de haute pression qui règne vers les 30 ( anticyclones et du Sahara et des Açores, par ex. ) détermine un écoulement d'air non seulement vers le Sud (Alizés) mais aussi vers les zones tempérées au Nord, qui se déplace en sens inverse des alizés, c'est à dire d'Ouest en Est ( Westerliers).

Dans les régions boréales l'air froid s'éloigne en spirale des zones de haute pression polaires en se dirigeant vers l'ouest tands que naissent au voisinage de la tropopause les jet streams dont la vitesse approche les 500 km/h.

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A ces vents réguliers s'ajoutent des vents locaux ou régionaux  par exemple le mistral et la tramontane qui soufflent du Nord vers la Méditerranée. Ces vents rendent très fluctuants le climat des régions tempérées où s'affrontent tout au long de l'année les influences tropicales et boréales.

La température de l'air est aussi influencée par celle de l'eau océanique, dépendante elle-même des courants marins, les uns chauds qui naissent aux basses latitudes et les autres froids venant des océans Arctique et Antarticque. l'influence adoucissante du Gulf Stream est bien connue en Europe occidentale, alors qu'à l'inverse le courant du Labrador refroidit les côtes canadiennes, d'où le contraste de température entre Paris ( 49° de latitude Nord ) et le Québec pourtant situé plus au sud ( 46° de latitude nord).

Aux courants de surface évoqués ci-dessus, s'ajoutent des courants profonds en particulier ceux qui, issus des régions polaires, s'enfoncent sous les eaux superficielles de l'Atlantique et du Pacifique pour constituer la psychrosphère jouant ainsi un rôle climatique et sédimentologique.

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A ces facteurs essentiels dont l'importance relative a varié au cours de l'histoire de la Terre, s'ajoutent bien d'autres phénomènes parmis lesquels les variations de l'intensité du rayonnement solaire, la densité des poussières interstellaires, la quantité de cendres volcaniques émises dans l'atmosphère, la variation de l'albédo liée à la couverture enneigée et aux fluctuations du niveau marin,et,depuis l'ère industrielle, l'augmentation de la teneur en CO2 de l'atmosphère.   

B. A la recherche des climats du passé. 

Nous sommes renseignés sur les climats du passé par l'étude paléontologique, sédimentologique et géochimique des sédiments.

Les renseignements apportés par la faune et la flore le sont par référence aux espèces vivant sous les climats actuels (uniformarisme), Par exemple, les fougères arborescentes ne se rencontrant qu'en climat tropical, on en déduit que le climat de la forêt houillère au Carbonifère, était lui aussi chaud et humide. De ce point de vue, les pollens et les spores étant beaucoup plus répendus que les organes végétaux( macrorestes ) les analyses polliniques ont un grand intérêt paléoécologique. Au Quaternaire l'abondance du pollen des "herbes" ( Graminées, Armoise, Chénopodes) traduit un climat froid tandis que le pollen des arbres, en particulierdui chêne, correspond à un climat plus chaud.

Ces déductions supposent une pérennité du mode de vie des genres ou des espèces, mais ce principe dit que les "causes actuelles" peuvent être prises en défaut. C'est ainsi que les genres Trigonia, Astarte et Pholadomya, qui, au Jurassique , vivaient ensemble dans les eaux chaudes de la plate)forme continentale, sont aujourd'hui respectivement répartis dans des eaux chaudes peu profondes, des eaux boréales et des eaux très profondes, donc froides elles aussi. 

Les données sédimentologiques sont parfois très sûres : présence de tillites (moraines consolidées ) et planchers striés des environnements glaciaires d'évaporites (climats secs), des dunes désertiques. Mais là encore la prudences'impose : la soi-disant tillite de Granville, longtemps interprétée comme le signed'une glaciation du Protérozoïque supérieur ( Briovérien ), s'est révélée être un simple conglomérat deltaïque.

Les données géochimiques reposent principalement sur l'analyse des variations du rapport 18O/16O dans les carbonates. Dans l'eau de mer, l'isotope stable 18 de l'oxygène est 500 mons important que l'oxygène 16. En fait, les variations de ce rapport sont si faibles qu'on exprime la composition isotopique comme l'écart relatif à un standart ( eau de mer moyenne actuelle pour les mesures sur les eaux et carbonate d'un rostre de Bélemnite dit PDB 1 pour celle des roches ) suivant la formule :

δ18O = [(18O16O échantillon/18O/16O standart)-1] x 1000.

Lorsqu'un carbonate précipite ou lorsqu'un organisme fabrique sa coquille il se produit un fractionnement isotopique ( choix préférentiel d'un des deux isotopes ) qui dépend de la température. La relation entre la température et le δ18O est alors :

T°C = 16,9 - 4 (δ -  δw).

δ  : composition isotopique du carbonate

δw : Composition isotopique du CO2 en équilibre avec l'eau où a lieu la précipitation du Carbonate

On constate donc qu'une diminution du δ correspond à un réchauffement, tandis qu'une augmentation du δ correspond à un refroidissement. Toutefois, cette relation n'est pas simple puisqu'intervient aussi le rapport isotopique de l'eau de mer (δw) . Actuellement, ce rapport est voisin de 0, mais il a pu changer au cours des temps géologiques. Le phénomène principal susceptible de le faire varier est l'effet glaciaire. Lors d'une glaciation, il y a stockage dans la calotte d'une quantité importante d'eau appauvrie en oxygène 18 ( le δ18 de la glace est compris entre -30 et -50 pour mille à la suite des divers fractionnements qui interviennent dans le cycle évaporation précipitation ) ce qui provoque, par effet de bilan, l'augmentation du δw de l'océan. Ainsi, le le rapport isotopique de l'eau de mer au Miocènemoyen, avant la formation de la calotte antarticque, a été estimé à 11,28 % ( au lieu de 0 actuellement ). Avant le Miocène moyenil serait donc possible de retracer l'histoire thermique des eaux océaniques à partir du δ18O des carbonates tandis qu'après il devient délicat de séparer les effets thermiques des effets glaciaires. Malgré celà, les variations du δ18O apportent des précisions sur les climats du Quaternaire et mettent en évidence l'existence de 10 phases glaciaires au cours de la période magnétique Brunhes, depuis 700.000 ans, alors que l'on y plaçait que 3 glaciations Mindel, Riss et Würm. 

Au Tertiaire un décrochement positif à la limite Eocène-Oligocène vers 35 Ma correspond à un refroidissement des eaux marines de quelques degrés dû à l'initiation de la glaciation antarctique et à la pénétration des eaux polaires dans l'océan mondial, par suite de l'ouverture des détroits de Tasmnaie et de Drake , autour du continent antarticque. Un autre refroidissement très net apparaît au Miocène moyen vers 15 Ma par suite du développement de l'indsansis antarticque avant les importantes variations climatiques liées aux épisodes glaciaires du Plio-quaternaire.  

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C. Quelques étapes climatiques de l'histoire de la terre 

Remontant plus loin dans le passé les principales tendances du climat mondial peuvent se résumer bainsi :

- Cinq grandes glaciations aux Protérozoïque moyen, à l'Eocambrien-Cambrien inférieur et à l'ordovicien sur des continents très éloignés de leur position actuelle, puis au Néogène et au Quaternaire.

- Migration progressive au cours du Paléozoïque des continents par rapport à la zone équatoriale, révélée par le paléomagnétisme

- Au Dévonien l'équateur se situe au nord de l'Europe et les vieux grès rouges se déposent dans la zone tropicale à saisons alternantes de l'hémisphère sud.

- Au Carbonifère l'équateur est en Europe moyenne ; c'est la grande époque des forêts exhubérantes génératrices de la houille , forme d'accumulation et de conservation d'une énergie solaire fossile , vieille aujourd'hui de 300 millions d'années ;

- Au Permo-Trias l'équateur est au sud de l'Europe et les nouveaux grès rouges apparaissent toujours dans la zone tropicale mais située alors dans l'hémisphère nord.

- Au-delà de la zone tropicale se situe celle de climat sec . C'est la ceinture évaporitique qui accompagne l'équateur dans sa migration vers le Sud. Au Permien ce sont les dépôts du Zechstein en Allemagne et en Mer du nord. A l'Eocène supérieur elle est dans le bassin de Paris ( gypses ludiens). A l'Oligocène on la retrouve en Provence, Au Miocène en méditerranée ( Messinien ) et au Plio-squaternaire, de l'Afrique du Nord au Sahel, entrecoupée de périodes pluviales durant les glaciations et à la fin de la dernière période glaciaire (12.000 à 7000 BP). Ere ge 2où des vaches paissaient dans le sahara peuplé de Bergers et orné de peintures rupestres.

Les climats fortement contrastés d'aujourd'hui risquent de donner une idée fausse des climats du passé. Si de tels climats ont probablement existé au cours des périodes glaciaires , la plupart du temps,la planète était soumse à des climats plus uniformes, en particulier tout au long du Mézozoïque  ( gradient latitudinal plus faible, mis en évidence par par la présence de faunes chaudes dans les régions sub-polaires et par l'évolution latitudinale des rapports isotopiques de l'oxygène) . La sédimentation carbonatée se développe considérablement sur les plates-formes continentales envahies par des mers transgressives dont le niveau au Crétacé supérieur a dépassé de 200 à 300 m le niveau actuel. Il existe cependant des défférences de températures qui se traduisaient dans des associations faunistiques , par exemple au Jurassique supérieur, entre les Ammonites mésogéennes tu Thitonique et celles boréales du Portlandien, étage qu'il est toujours difficile de corréler.

Pour des causes complexeset encore en partie énigmatiques que nous ne pouvons évoquer ici , la stabilité du Mésozoïque se trouve perturbée par le fini-Crétacé et ne se retrouve plus au cours de Cénozoïque. La grande crise du monde vivant à la limite Crétacé - Tertiaire   ( 65 Ma) est en partie due à un refroidissement de quelques degrés. Il en est de même à la limite Eocène-Oligocène ( vers 35 Ma )où s'accentue un refroidissement amorcé dès la fin de l'Eocène moyen. Jusque là, la température des mer était relativement uniforme et élevée ( 20°C), même au fond.Ce n'est qu'à partir de 30 Ma environ, qu'en liaison à l'initiation de la glaciation antarctique ( banquise ) et le développement de la circulation océanique Nord-Sud , la température du fond des océans chute de 4 à 5 degrés C, début de la psychrosphère. A partir de ce moment, le développement des glaciations ponctué d'une accélération au Miocène moyen ( inlandis antarctique, vers 16Ma) et d'un paroxysme au Plio-quaternaire  ( indlandsis arctique vers 3 Ma )va profondément affecter le climat mondial.

Au cours de cette dernière période nous avons vu que les fluctuations de la teneur en 18O apportent des renseignements beaucoup plus précis que les faits continentaux ( moraines, terrasses ) qui avaient permis d'établir les premières chronologies glaciaires.

B. Les fluctuations récentes et le climat du futur     

La mesure de la composition isotopique ( Oxygène et Carbone ) des carottes océaniques et des carottes de glace de l'Antarctique, ainsi que les analyses polliniques montrenet que dans l'interglaciaire qui sépare les deux dernières glaciations ( Riss et Wurm ) la terre n'a connu le climat actuel que pendant 12.000 ans , de 127.000 à 15.000 BP. ensuite s'est développée la dernière glaciation (Wurm ) qui comprend plusieurs phase et atteint son paroxysme vers 18.000 BP. A ce moment, la teneur en CO2 de la glace antarctique ( donc dans l'atmosphère ) est de 30 % inférieure à actuellement car la solubilité de CO2 augmente dans l'eau froide. Par suite de la mobilisation de l'eau dans les calottes glaciaires , le niveau de la mer se situait à - 100m. La déglaciation est ensuite rapide ( fusion de 50 millions de m3 de glace ) et presque achévée vers 10.000 BP.A ce moment l'excentricité ( 2%) et l'inclinaison ( 24°12' ) étaient plus élevées qu'aujourd'hui ( respectivement 1,7% et 23°27') , si bien que la terre était plus proche du soleil en été . Les hautes latitudes de l'hémisphère nord recevaient alors 10% de plus de rayonnement solaire qu'à l'heure actuelle.

Les derniers résidus glaciaires excepté le Groendland fondent au cours de l'optimum climatique entre 5000 et 6000 BPoù les températures moyennes étaient plus élevées de 1 à 2°C que les moyennes actuelles. Un nouveau redoux revient vers 800-1200 de notre ère au cours duquel Eric Le Rouge découvre une "terre verte" ( Groendland) ce qui n'est plus le cas aujourd'hui. Par contre , vers 1800 survient le " petit âge glaciaire " où la langue des glaciers du Mont Blanc atteint le fond de la vallée de l'Arve aux environ de Chamonix.

Qu'en est-il dans les années 80, Depuis la fin du 19ème, les températures moyennes se sont élevées de quelques dixièmes de degrés, ce qui a pour conséquence l'élévation du niveau marin de 2mm/an environ. On disait déjà dans ces années 1980 que si le phénomène se continuait jusqu'à la fusion totale des inlandsis, l'élévation ( catastrophique pour l'Homme, provoquerait une élévation de 80 m du niveau des mers , se maintient dans l'hémisphère sud alors que depuis 1950 le phénomène s'est inversé dans l'hémisphère nord où les glaciers alpins ont progressé de nouveau. Fin des années 1980, s'engage une discussion sur l'"effet de serre",, une des caractéristiques de l'ère industrielle due aux rejets dans l'atmosphère de poussières et de CO2 dont la teneur est passée de 0,028 % en 1860 à 0,029 en 1900 à 0,034 en 1980 soit 410.000.000 de tonnes en plus et continue à s'élever malgré l'effet tampon de sa dissolution dans l'eau de mer.   

Un cap symbolique est  franchi. Pour la première fois depuis que l'homme est apparu sur Terre. Et même depuis plus de 2,5 millions d'années… Le seuil de 400 parties par million (ppm) de dioxyde de carbone (CO2) atmosphérique a été atteint au point de mesure historique de la station de Mauna Loa (Hawaï), où les premières mesures de l'ère moderne ont été menées, dès 1958, par l'Américain Charles David Keeling.

La concentration de CO2 dans l'hémisphère Sud, plus faible que celle de l'hémisphère Nord, ne franchira cependant le même palier que dans plusieurs années.

A Mauna Loa, la concentration de CO2 pointait, vendredi 3 mai, à 399,29 ppm. La veille, l'Organisation météorologique mondiale (OMM) rendait public son bilan climatologique pour 2012, notant l'abondance et l'intensité de phénomènes extrêmes : sécheresses, inondations, cyclones tropicaux, etc.

Les émissions de dioxyde de carbone dans l'atmosphère sont pour partie naturelle et pour partie anthropiques, la seconde étant assez régulière et en forte croissance depuis quelques décennies (voir GIEC). Le taux moyen de CO2 dans l'air a atteint 393 ppm en 2012 et 400 ppm en avril 2014 dans tout l'hémisphère Nord, soit 0,04 % de la composition de l'atmosphère terrestre, avec quelques variations jour-nuit, saisonnières (pour partie anthropique) et des pics de pollution localisés.

Le taux de CO2 dans l'atmosphère a grandement varié bien avant l'apparition des humains et de la société industrielle.

Le CO2 est un des gaz contribuant à l'effet de serre, comme le méthane CH4 et le protoxyde d'azote N2O .

Les moyens de transport utilisant des hydrocarbures (voitures, camions, avions, fret, navires) forment une source importante d'émission de CO2.

L'effet des activités humaines sur le réchauffement climatique général de notre planète est le sujet d'un nombre croissant d'études depuis une vingtaine d'années. Toutefois, l'impact de l'activité de l'Homme sur le climat est encore mal connu et est sujet à débat. D'autre part, l'impact de l'émission de CO2 sur l'acidification des milieux marins est beaucoup moins étudié, et donc beaucoup moins connu.

Selon le New York Times, « La Chine va supplanter les États-Unis en tant que premier émetteur de CO2 d’ici à 2009 », notamment à cause de la multiplication des centrales électriques fonctionnant avec du charbon.

Cependant elle est aussi le pays le plus peuplé du monde et son taux d'émission de CO2 par habitant est loin derrière celui des États-Unis, du Canada, de l'Australie, des Pays-Bas ainsi que de la Russie et de l'Allemagne.

L'ensemble des océans absorberait un tiers des émissions humaines de CO2, soit environ 9 milliards de tonnes de CO2 en 2004, et, un total de 120 milliards de tonnes de CO2 issues de la combustion des carburants fossiles depuis le début de l'ère industrielle.

L'apport massif de CO2 dans les océans entraîne une diminution du pH des eaux, ce qui les rend plus acides. Ceci a pour effet de rendre la formation du carbonate de calcium plus difficile ce qui affecte l'écosystème marin car le carbonate de calcium est l'un des composants essentiels dans la fabrication utilisé par les crustacés et les mollusques pour fabriquer leur exosquelette calcaire. Cette diminution pourrait selon divers spécialistes varier de 5 à 50 % d'ici la fin du XXIe siècle.

Le pH moyen est passé de 8,2 unités au début de l'ère industrielle à 8,1 unités aujourd'hui, ce qui correspond sur une échelle logarithmique à une hausse de l'acidité de 26 %. Une diminution supplémentaire de 0,5 unité correspondrait à un doublement de l'acidité.

L'acidification des mers a un effet immédiat sur diverses espèces. Pour les coraux, c'est le blanchiment lié à une diminution de la calcification, mais c'est aussi dans l'océan Atlantique Nord l'explosion des cocolithophores sous l'effet de la lumière au printemps du fait d'un taux plus élevée en CO2. Plus grave, l'acidification a un effet plus important en eaux froides que dans les mers chaudes ; dans la situation la plus pessimiste, d'ici la fin du siècle la calcification pourrait devenir impossible dans l'océan Austral et sur les côtes de l'Antarctique, rendant impossible la fabrication de l'aragonite, une forme de calcaire que l'on trouve dans la coquille des ptéropodes, or ceux-ci constituent la base de l'alimentation du zooplancton, lui-même base de l'alimentation de nombreux poissons et mammifères marins.

Concernant ce sujet de l'acidification des océans, un chercheur a récemment reconnu que dans ce domaine : « nous savons peu de choses; nous avons un retard considérable en matière de recherches sur ce sujet. » Une des conséquences du réchauffement climatique pourrait être l'arrêt (ou le ralentissement) de la circulation des océans. Si les courants océaniques s'arrêtent, les couches d'eau superficielles vont se saturer en CO2 et ne vont plus en capter comme aujourd'hui. Pire : la quantité de CO2 que peut absorber un litre d'eau diminue à mesure que l'eau se réchauffe. Ainsi, du CO2 pourrait être relâché si les océans ne circulent plus comme aujourd'hui. Cependant, l'hypothèse d'un arrêt de certains courants marins est considérée comme « très improbable » dans le rapport 2007 des experts du GIEC.

 

    

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Date de dernière mise à jour : 26/06/2015