Variations climatiques anciennes

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S’il est assez aisé de reconstituer assez finement l’évolution des climats sur les 800 000 dernières années, pour les temps plus anciens les estimations dépendent parfois d’autres paramètres que les marqueurs utilisés jusqu’alors, encore faut-il en trouver les traces. L’étude du δ¹⁸O des sédiments a permis de retracer l’évolution des variations de températures durant le phanérozoïque. 

I L’évolution globale du climat au Phanérozoïque

Document 1 : Graphique montrant l’évolution du  δ¹⁸O  des fossiles durant le phanérozoïque

Changement climatique phanérozoïque.svg  par Zieben007 ,  CC-BY-SA-4.0  via Wikimédia Commons, modifié par Sandra Rivière,  https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Phanerozoic_Climate_Change.svg

Observations : 

On remarque des variations régulières et importantes du δ¹⁸O traduisant des variations climatiques importantes. Un δ¹⁸O qui augmente traduit un refroidissement de la planète alors qu’un δ¹⁸O qui diminue traduit un réchauffement de la planète.

Problème : Quels mécanismes pourraient être responsables de telles variations ?

Connaissances : On sait que la température atmosphérique dépend de la concentration en GES comme le CO₂. 

Hypothèse : En utilisant le principe de l’actualisme, on peut supposer que si les températures diminuent, c’est que le taux de CO₂ diminue. Si les températures augmentent, c’est que le taux de CO₂ atmosphérique a augmenté.

Connaissances : 

Concernant l’augmentation du taux de CO₂ : 

On sait que le CO₂ provient du dégazage de la Terre par les volcans et qu’ainsi le taux de CO₂ peut potentiellement augmenter dans l’atmosphère en cas de forte activité volcanique sur de longues périodes. 

On devrait donc observer un réchauffement de la planète au début de chaque cycle orogénique, c'est-à-dire avant la mise en place d’un orogène, où l’activité des dorsales est à son maximum.

Concernant la baisse du taux de CO₂ :

Il peut être corrélé à deux phénomènes.

1) L’altération des roches (notamment des feldspaths nombreux dans les roches cristallines) consomme du dioxyde de carbone. Dès le début de sa formation, une chaîne de montagnes est soumise à l’érosion. Cette érosion débute par l’altération selon la réaction suivante : 

2CaAl₂Si₂O₈ + 4 CO₂ + 6H₂O   2Ca²⁺   +4HCO₃^-   +  Si₄O₁₀Al₄(OH)₈

Les ions transportés vers des zones de sédimentation précipitent pour former du calcaire selon la réaction suivante : 

Ca²⁺ +2HCO₃^-        CaCO₃   + CO₂   + H₂O

Ainsi, l’altération de 2 CaAl₂Si₂O₈ permet de piéger durablement deux molécules de CO₂, diminuant ainsi l’effet de serre.

On devrait donc observer une baisse de température à la fin des orogenèses (ou du moins à partir des collisions continentales) car  en raison de l’érosion, le taux de CO₂ atmosphérique diminue, réduisant ainsi l’effet de serre.

2) La photosynthèse est un processus biologique consommant du CO₂. Ainsi on peut supposer qu’en cas de très fort taux de CO₂ dans l’atmosphère, le développement des végétaux s’accélère et que de grandes forêts apparaissent. Ces dernières deviennent alors des puits de carbone provoquant de fait une baisse de ce taux de CO₂ et par conséquent un refroidissement.  On peut donc supposer qu’après l’apparition de grandes forêts, la température chute.

Observations :

1. L’étude du graphique révèle des refroidissements, c'est-à-dire des baisses des températures, aboutissant à des glaciations :

• au début de l’Ordovicien aboutissant à une glaciation à la fin Ordovicien et au Silurien
• à la fin du Carbonifère et au début du Permien aboutissant à une glaciation au milieu du Carbonifère et pendant les 2/3 du Permien.
• au début du Cénozoïque aboutissant à une ère globalement froide terminée par une série de périodes glaciaires et interglaciaires.

Ainsi à ces époques on devrait observer au moins un des mécanismes responsables de la diminution du taux de CO₂ à savoir, la fin d’une orogenèse ou la présence de grandes forêts.

2. L’étude du graphique révèle de grands réchauffements :

• à la fin du Cambrien
• à la fin du Dévonien
• au milieu du Permien
• au Crétacé

Ainsi à ces époques on devrait observer une fragmentation continentale et un début de cycle orogénique c'est-à-dire la mise en place de dorsales actives.

Vérifications 1 :

Replaçons les orogenèses étudiées sur le graphique et vérifions notre hypothèse.

Document 2 : Grands évènement géologiques de notre planète

Document 3 : Graphique montrant l’évolution du  δ¹⁸O  des fossiles durant le phanérozoïque et les évènements tectoniques majeurs.

On remarque qu’après la mise en place de chaque orogène, il y a bien une diminution des températures. Notre hypothèse de diminution du taux de CO₂ suite à l’érosion semble donc cohérente.

On remarque de plus qu’avant chaque mise en place d’un orogène, c'est-à-dire pendant la fragmentation d’un continent et le fonctionnement de dorsales, on observe une phase d’augmentation des températures. Notre hypothèse d’augmentation du taux de CO₂ par dégazage volcanique semble cohérente.

Vérifications 2 :

Étudions la paléogéographie pour appuyer nos dires. Nous allons nous intéresser plus en détail au refroidissement général du début carbonifère, au réchauffement du Crétacé puis au refroidissement du Cénozoïque pour lesquels des terrains sont accessibles.

II Le refroidissement de la fin du Paléozoïque (Carbonifère-Permien)

Le Carbonifère et le Permien sont des périodes de la fin du Paléozoïque (anciennement ère primaire) s’étendant entre -360 et -250 millions d’années (Ma). Le carbonifère doit son nom aux nombreux gisements de charbon datant de cette époque en Europe. Sur le territoire français, on trouve de nombreux gisements de charbon comme celui de Montceau-les Mines en Saône et Loire, en Bourgogne. Dans ces gisements, on retrouve de très nombreux fossiles de fougères arborescentes et de nombreux fossiles d'arthropodes de grande taille. L’abondance du carbone organique dans les dépôts marins suggère donc que les eaux étaient peu profondes et peu oxygénées, ce qui favorise la conservation de la matière organique et la formation de charbon.

Document 4 : Fossile de fougère datant du Carbonifère, site Montceau-les-Mines

Les larges dépôts de charbon sont dus à deux facteurs :

• l’apparition d’arbres à écorces et en particulier ceux à écorces ligneuses ;

• le niveau des mers, peu élevé, comparé à celui du Dévonien, qui a permis l’extension de vastes marécages et forêts en Amérique du Nord et en Eurasie.

Le fort taux de CO₂ de l'atmosphère au début du Carbonifère (30 fois celui du XIXème siècle) a certainement favorisé la croissance de la végétation. Ce taux élevé provenait du fort dégazage des volcans des dorsales à l’origine du déplacement des continents dans le processus de formation de la Pangée.

La forte consommation de CO₂ par photosynthèse a pu conduire à un surplus de dioxygène dans l’air allant jusqu’à 15 à 25 %. Ces taux élevés de dioxygène sont une des causes avancées au gigantisme de certains insectes et amphibiens dont la taille est inversement corrélée à leur capacité à absorber de l’oxygène.

Document 5 : Megarachne servinei, un arthropode du Carbonifère supérieur de l'Argentine atteignant 2 mètres de long

634px-Megarachne_BW, par Nobu Tamura, propre travail, via Wikimédia Commons, CC-BY-3.0, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Megarachne_BW.jpg

Selon le principe de l’actualisme on peut donc en déduire que Montceau-les Mines à l’époque du Carbonifère se trouvait en milieu tropical et présentait de grandes forêts chaudes et humides sur des terrains marécageux. 

Les scientifiques ont émis  l’hypothèse que l’enfouissement et la non dégradation de grandes quantités de bois étaient dus au fait que les bactéries et les animaux n’étaient pas encore assez évolués pour être capables de digérer et de décomposer les nouveaux ligneux. La lignine est en effet difficile à décomposer. On estime que les écorces devaient comporter entre 38 et 58 % de lignine. Or la lignine n’est pas soluble : elle peut rester dans le sol pendant des centaines d’années et inhiber la décomposition d’autres substances végétales.

L’étude des orogenèses a permis de reconstituer la Pangée. Il y a environ 350 millions d’années, au début du Carbonifère, le centre de l’Europe et celui de l’Amérique du Nord se situent au niveau de l’équateur.  Cette étude confirme l’hypothèse liée aux fossiles concernant la position tropicale de Montceau-les -Mines.

Document 6 : Position de Montceau-les-Mines à la fin du Carbonifère

509px-Pangaea_continents.svg par v via Wikimédia Commons, CC-BY-SA-3.0-migré, modifié par Sandra Rivière, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Pangaea_continents.svg

On peut se demander quel était le climat sur le reste du continent. Il est difficile de reconstituer l’évolution du climat au cours d’une période aussi ancienne que le Paléozoïque. Toutefois, les dépôts sédimentaires permettent d’apporter quelques éléments de réponse. 

Document 7 : Une tillite

On observe de nombreuses tillites au sud de l’Amérique du Sud, au sud de l’Afrique et au Sud de l’Australie. Une tillite ou un till, est une roche sédimentaire formée par compaction d'un dépôt fluvio-glaciaire ancien (sédiments continentaux contenant des matériaux entraînés par des glaciers) ou d'un dépôt morainique, c'est-à-dire l'accumulation de débris de roches qui sont entraînés puis abandonnés par les glaciers. Ces roches sédimentaires issues de l’érosion par les glaciers traduisent donc des climats secs et froids signalant une glaciation. Ainsi toute la partie sud de la Pangée était recouverte de glaciers. En appliquant le principe d’actualisme, on peut donc dire qu’au Carbonifère, le climat était globalement glaciaire.

Document 8 : Position des glaciers à la fin du Carbonifère

509px-Pangaea_continents.svg par v via Wikimédia Commons, CC-BY-SA-3.0-migré, modifié par Sandra Rivière, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Pangaea_continents.svg

On estime qu’à la fin du Carbonifère, la température terrestre moyenne était de 5° contre 15° aujourd’hui. On peut se demander quelles étaient les causes de ce refroidissement.

La présence actuelle de nombreux gisements houillers datant du Carbonifère atteste l'étendue de la surface forestière à cette époque. Par leur activité photosynthétique fixatrice de CO2, les forêts constituèrent un important puits de carbone qui contribua à la baisse de la teneur atmosphérique en CO2. L'effet de serre en fut d'autant diminué, expliquant ainsi la baisse des températures.

Un autre phénomène est certainement aussi entré en jeu. À cette époque, de nombreux orogènes sont présents et subissent un début d’érosion. Ainsi du CO₂ a été piégé par les processus d’altération.

On peut donc conclure que le climat à la fin du Paléozoïque, durant la période du carbonifère, était un climat froid sur une grande partie du globe avec la présence de glaces dans l’hémisphère Sud illustrant ainsi l’existence d’une glaciation.

Ce refroidissement a eu un fort impact sur la faune et la flore. Avant la fin de la période carbonifère, il y a environ 305 millions d'années, une extinction de masse a eu lieu. Elle a concerné principalement les plantes, et est appelée "effondrement de la forêt pluviale du Carbonifère" (en anglais CRC, Carboniferous Rainforest Collapse). Les vastes forêts humides se sont effondrées soudainement alors que le climat, chaud et humide, devenait frais et sec à cause de la glaciation intense. Les forêts ont vu leur espace se rétrécir et leur flore a perdu une grande part de sa diversité. Voilà pourquoi on n’observe pas de charbon dans les strates de roches ultérieures.  Les amphibiens, qui étaient les vertébrés dominants à l'époque, ont été pour une grande partie d'entre eux anéantis. Les reptiles, en revanche, ont continué à se diversifier en raison d'adaptations décisives qui leur ont permis de survivre dans un habitat plus sec, en particulier l'œuf à coquille dure, et les écailles, qui retiennent mieux l'humidité que ne le fait la peau des amphibiens.

Document 9 : Reconstitution d’un Sclérocéphale, labyrinthodonte du Carbonifère, ayant capturé un Cheirolepis.

641px-Sclerocephalus_with_Paramblypterus, par Dr Günter Bechly, propre travail, via Wikimédia Commons,  CC-BY-SA-3.0, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Sclerocephalus_with_Paramblypterus.jpg

III Le climat chaud de la fin du Mésozoïque

Le Crétacé est une période géologique qui s’étend d'environ −145,0 à −65,0 Ma. Cette période est la troisième et dernière de l’ère Mésozoïque ; elle suit le Jurassique et précède le Paléogène.

Sa fin est marquée par un stratotype riche en iridium que l’on pense associé à l’impact d’une météorite dans le Yucatan. Cette collision est considérée comme ayant participé fortement à l’extinction massive ayant entraîné entre autres la disparition des dinosaures et des ammonites. Néanmoins, la géologie montre que l'activité volcanique de grande ampleur commune aux cinq grandes extinctions avait déjà commencé avant l'arrivée du bolide. Dans la région de l’Inde, des éruptions volcaniques massives se produisent vers la fin du Crétacé et le début du Paléocène, formant les trapps du Deccan. Cette  intense activité dégage du dioxyde de carbone ce qui est à corréler avec la forte teneur de ce gaz dans l’atmosphère pendant cette période.

Document 10 : Carte géologique simplifiée de l’Inde

India-geology-map-fr par par Nichalp ; via wikimedia commons, CC-BY-SA-3.0-migrated, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:India-geology-map-fr.png

Sur différents points du globe on observe des roches traduisant un paléoclimat chaud et tropical.

On observe par exemple des évaporites. Ce sont des formations salifères. C'est généralement dans des lagunes peu, ou pas, reliées à la mer, ou dans des lacs salés, qu'à la suite d'évaporations intenses a lieu la précipitation de ces sels. Les évaporites se forment dans un climat aride.

Document 11 : Évaporite

615px-Museo_de_La_Plata_-_Evaporita_(yeso), par Beatrice Murch de Buenos Aires, Argentine via wikimedia commons, CC-BY-2.0, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Museo_de_La_Plata_-_Evaporita_(yeso).jpg

C’est une période qui présente de nombreux gisements de charbon. Il se forme à partir de matière végétale issue de forêts marécageuses, c’est-à-dire sous des climats tropicaux. Les végétaux, après leur mort, se retrouvent emprisonnés sous des couches de sédiments dans des conditions privées de dioxygène.

La bauxite est également présente en de nombreux points du globe dont notamment dans le sud de la France. Cette roche sédimentaire est riche en oxydes de fer. Les mécanismes conduisant à la formation de bauxites sous climat tropical humide sont bien connus : les précipitations importantes et la température favorisent le lessivage des sols et  la libération d’oxydes et hydroxydes de fer et d’aluminium sous un couvert végétal bien développé.

Document 12 : Bauxite (Hérault, France)

©RS.2020

On trouve également de nombreux calcaires polypiers. Ce sont des calcaires constitués en majeur partie par des coraux. Les coraux sont des structures édifiées par des organismes appelés polypes capables de sécréter un squelette calcaire bien conservé dans les sédiments. Ces organismes constructeurs des récifs coralliens vivent  dans les mers chaudes.

Document 13 : Calcaire polypier 

©RS.2020

Toutes ces roches se forment actuellement sous un climat tempéré à chaud. Ce qui est remarquable c’est qu’on en retrouve sur la quasi-totalité du globe, même sur les parties continentales situées à l’époque au-delà des tropiques. On peut donc affirmer que le climat global était chaud. 

De plus le δ¹⁸O indique qu’au milieu du Crétacé, l’eau était environ à 29-30°C et à la fin du Crétacé, l’eau tropicale était environ à 17°C. Le climat global était donc chaud, avec des régions polaires dépourvues de glace permanente.

Durant le Crétacé, le supercontinent Pangée finit de se scinder pour former les continents actuels, bien que leurs positions soient encore différentes de ce qu'elles sont de nos jours. L’océan Atlantique s’élargit alors que l’Amérique du Nord se dirige vers l’ouest. Dans le même temps, le Gondwana qui s’était au Trias détaché de la Pangée, se fracture : Antarctique, Amérique du Sud et Australie s’éloignent alors de l’Afrique. L’océan Indien et l’Atlantique Sud s’agrandissent durant cette période.

Document 14 : Dérive des continents depuis le Permien

481px-Pangaea_to_present, par Kious, Jacquelyne; Tilling, Robert I.; Kiger, Martha, Russel, Jane, domaine publique, via Wikimédia Commons, https://fr.wikipedia.org/wiki/Fichier:Pangaea_to_present.gif

Au nord de l’Afrique, la Téthys continue de rétrécir. En Amérique du Nord, une mer intérieure peu profonde se forme (voie maritime intérieure de l'Ouest), puis commence à diminuer en laissant des dépôts marins minces intercalaires entre des couches de charbon.  D’autres affleurements de cette période se situent en Europe et en Chine.

 Document 15 : Voie maritime du Crétacé

Voie maritime du Crétacé.png par Par William A. Cobban et Kevin C. McKinney, USGS. (L'image a été légèrement modifiée par le téléchargeur pour supprimer la désignation de l'état "CO".) via wikimedia commons, domaine publique, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Cretaceous_seaway.png

Cette fragmentation s’effectue grâce à des dorsales particulièrement actives. L’augmentation de volume de ces dernières provoque une élévation du niveau de la mer dans le monde entier. Au maximum du niveau de la mer, pendant le Crétacé, près d’un tiers des terres actuelles étaient submergées. Ces transgressions marines sont à l’origine de nombreuses plateformes continentales. Les mers sont ainsi peu profondes.

Document 16 : Création de plateformes continentales au Crétacé

©RS.2020 

On peut d’ailleurs se rendre compte de la production importante de lithosphère océanique à l’époque en étudiant la carte de l’âge des fonds marins.

Document 17 : Carte des âges des fonds océaniques

Earth_seafloor_crust_age_1996_-_2, par  National Oceanic and Atmospheric Administration,  via wikimedia commons, domaine publique, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Earth_seafloor_crust_age_1996_-_2.png

Les fonds océaniques produits pendant le Crétacé (soit pendant 80 Ma) sont représentés en vert et en bleu clair sur la carte. Les fonds produits depuis le Crétacé (soit depuis 65 Ma) sont représentés en jaune et en rouge. Si on compare les distances correspondant à la lithosphère du Crétacé à celles correspondant au Cénozoïque au niveau de la dorsale Atlantique, on voit très nettement qu’au Crétacé il y a eu beaucoup plus de lithosphère océanique produite que depuis le début du Cénozoïque. La dorsale médio atlantique était donc bien plus active et surtout plus rapide au Crétacé que maintenant.

Le Crétacé correspond à la dernière période d’existence des Dinosaures et des Ptérosaures. Le dégagement de CO₂ des dorsales lors de l’éclatement de la Pangée au Trias a modifié le climat depuis le Permien provoquant la disparition de nombreux reptiles. Les dinosaures (existant déjà depuis le début du Trias) en ont largement profité pour se diversifier et ont pu coloniser toutes les terres encore reliées. Avec l’éloignement des continents, les groupes se diversifient. C’est au Crétacé que l’on voit apparaître en Amérique du Nord le fameux Tyrannosaurus rex, emblème d’un certain film au nom problématique d’un point de vue paléontologique….Ceci dit,  « Crétacé Park » ce n’est pas très vendeur…^^

Document 18 :  Hatzegopteryx, un ptérosaure

Hatzegopteryx BW.jpg Par Nobu Tamura via wikimedia commons, CC-BY-3.0, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Hatzegopteryx_BW.jpg

Document 19 : Carte montrant la répartition mondiale des faunes contenant des Azhdarchidés (Ptérosaures) de taille petite, moyenne et géante, preuve de partage de niche. Plage temporelle: Crétacé supérieur, 108–66 Ma

Azhdarchid_map, par Rendu d'image avec l'aimable autorisation de Mark Witton; l'imagerie cartographique avec l'aimable autorisation de Ron Blakey, Colorado Plateau Geosystems, Inc. La silhouette obsolète de Hatzegopteryx a été remplacée par une plus récente par Witton: [1] via wikimedia commons, CC-BY-2.5, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Azhdarchid_map.png

Mais les dinosaures et ptérosaures ne sont pas les seuls à se développer fortement à cette époque. En effet si le Crétacé est nommé d’après le latin « creta » qui signifie « craie » se référant aux vastes dépôts crayeux marins datant de cette époque et que l’on retrouve en grande quantité en Europe, notamment dans le Nord de la France et en Grande-Bretagne. À cette époque, l’océan était riche en une microalgue produisant des plaques calcaires (CaCO₃) appelées « coccolithes » se déposant au fond des océans à la mort des cellules. Aucune autre période du Phanérozoïque n’a produit autant de calcaire. C’est la forte érosion liée à la fragmentation ainsi que l’activité au niveau des dorsales océaniques qui a enrichi les océans en calcium, permettant aux microalgues planctoniques de la famille des coccolithophoridés de s’approvisionner en cet élément.

Document 20 : Coccolithophoridé observé au microscope électronique

600px-Emiliania_huxleyi_coccolithophore_(PLoS), par Alison R. Taylor (University of North Carolina Wilmington Microscopy Facility) via wikimedia commons,  CC-BY-2.5 https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Emiliania_huxleyi_coccolithophore_(PLoS).png

Document 21 : Falaises d’Etretat

800px-Aiguille2, from User Urban, 2005 via wikimedia commons,  CC-BY-SA-3.0-migrated

https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Aiguille2.jpg

IV Le refroidissement global du Cénozoïque

Document 22 : Évolution des températures pendant le Phanérozoïque

All_palaeotemps par Glen Fergus via wikimedia commons, CC-BY-SA-3.0https://commons.wikimedia.org/wiki/File:All_palaeotemps.png

Le Quaternaire correspondant à la fin du Cénozoïque, on l’a vu, était une période plutôt froide ayant subi une alternance de périodes glaciaires et interglaciaires. 

De manière globale, au Cénozoïque, l’enregistrement des paléotempératures, basé sur les foraminifères benthiques, montre que les températures chutent. En effet, le δ¹⁸O des foraminifères augmente ce qui montre une diminution de la température globale.

Le Cénozoïque dans son ensemble est donc une ère pendant laquelle le climat s’est globalement refroidi et pendant laquelle les calottes polaires actuelles se sont mises en place.

L’englaciation cénozoïque débute autour du pôle Sud. Elle s’amorce juste après un épisode important d’activité tectonique (orogenèse alpine) et de rifting majeur (Crétacé moyen). L’installation de la glaciation antarctique a commencé à la fin de l’Eocène, vers 40 Ma, sous la forme de glaciers de montagne en Antarctique oriental, mais elle s’effectue surtout à partir de l’Oligocène, suite à l’isolement océanique croissant de l’Antarctique. Cela est cohérent avec l’érosion des Alpes et de l’Himalaya.

L’isolement thermique de l’Antarctique s’accroît par l’ouverture du détroit de Bransfield entre l’Antarctique et les Shetland du Sud. Ce continent devient isolé de l’apport des eaux chaudes, ce qui favorise l’installation d’une calotte polaire et d’une circulation océanique circumpolaire. Ce courant est un des plus puissants du monde. C’est un élément clé du système climatique global. Il s’est mis en place vers -20 millions d’années. L’Antarctique s’isole donc des autres continents et donc des apports des eaux chaudes du reste du globe. Le courant circumpolaire entretient ce climat froid. De plus, l’extension des glaces du globe est caractérisée par un fort albédo qui amplifie le refroidissement global. 

La calotte glaciaire de l’arctique se met en place à la fin du Miocène entre 3.6 et 2.6 Millions d’années.  L'établissement de ces deux calottes annonce les glaciations bipolaires de la période du Quaternaire.

Document 23 : Circulation circumpolaire antarctique

SACC : Southern Antartic Circumpola Current Front (trait bleu marine)

PF = Polar Front  (trait noir)

STF : Sub Tropical Front

600px-Antarctic_Circumpolar_Current par NASA via Wikimédia Commons, domaine publique, https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Antarctic_Circumpolar_Current.jpg

Variations climatiques anciennes- SVT - ENJEUX Term spé #14 - Mathrix