“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 81 — #104
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3. L’évolution des climats à l’échelle des temps géologiques
81
3.1 L’évolution des climats depuis 4,56 milliards
d’années
Nous n’avons qu’une connaissance fragmentaire du climat avant le Phanérozoïque (540 Ma), ce qui représente tout de même 88 % de l’histoire de
notre planète, en raison du faible nombre d’unités géologiques préservées porteuses d’un message climatique (Fig. 3.1). Les 900 premiers millions d’années
de l’histoire de la Terre (4,5−3,6 Ga) sont hors d’atteinte, aucun affleurement
sédimentaire non métamorphisé n’ayant été préservé ou du moins retrouvé
jusqu’à présent. Les premiers affleurements de roches (métamorphisées) ont
été découverts au nord-ouest du Canada et sont âgés de 4 Ga. Toutefois, la
découverte en Australie dans des métaquartzites plus jeunes, de zircons datés
à 4,4 Ga et présentant un δ
18 O élevé (5 %% à 7 %%) permettrait d’attester
de l’érosion des premiers embryons de croûte continentale et de la présence
d’océans, quelques 150 millions d’années après la formation de la Terre. Entre
4,3 Ga et 2,8 Ga, l’atmosphère terrestre est probablement constituée d’un
mélange d’azote et de gaz à effet de serre, comme le dioxyde de carbone ou
le méthane. L’oxygène y est absent. La température à la surface du globe
à l’Archéen déduite des mesures isotopiques de l’oxygène des roches carbonatées varie de 30
◦ C à 100
◦ C. Mais ces valeurs pourraient être erronées
en raison de la méconnaissance du δ
18 O moyen de l’eau des océans de cette
époque. En effet, la teneur moyenne en
18 O des océans est contrôlée par les
échanges du
18 O avec les basaltes de la croûte océanique lors de la circulation
de l’eau de mer dans les systèmes hydrothermaux des dorsales océaniques.
Rien n’indique qu’elle se situait alors dans la gamme des valeurs observées
beaucoup plus récemment. Des mesures du rapport isotopique de l’oxygène et
du silicium mesurées dans des cherts (roches siliceuses) suggèrent une paléotempérature de 60 à 80
◦ C. Mais ces valeurs pourraient refléter uniquement les
paléotempératures des systèmes hydrothermaux tapissant la croûte océanique
à cette époque.
Pour s’affranchir de ces difficultés, de nouveaux outils isotopiques sont nécessaires. Un paléothermomètre prometteur est basé, non pas sur l’abondance
relative d’un isotope par rapport à un autre, mais sur le rapport d’abondance des molécules isotopiques (ou isotopologues)
13 C
16 O
2−
3 ,
12 C
18 O
16 O
2−
2 ,
13 C
18 O
16 O
2−
2 ,
12 C
16 O
2−
3 par rapport à la quantité attendue pour une distribution stochastique des isotopes au sein d’un groupe CO
2−
3 (Eiler, 2007). La
variable thermodynamique mesurée et notée Δ
47 repose donc sur la substitution des isotopes du carbone et de l’oxygène au sein des ions carbonates,
qui est fonction de la température à laquelle se sont formés ces carbonates.
Cette méthode ne nécessite aucune connaissance de la composition isotopique
moyenne de l’océan et donc pourrait être appliquée aux océans de l’Archéen.
Même si l’évolution de la température de l’Archéen reste débattue, celle-ci est
restée dans une gamme de valeur qui a permis le développement de la vie dès
3,45 Ga, voire 3,85 Ga.
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3. L’évolution des climats à l’échelle des temps géologiques
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3.1 L’évolution des climats depuis 4,56 milliards
d’années
Nous n’avons qu’une connaissance fragmentaire du climat avant le Phanérozoïque (540 Ma), ce qui représente tout de même 88 % de l’histoire de
notre planète, en raison du faible nombre d’unités géologiques préservées porteuses d’un message climatique (Fig. 3.1). Les 900 premiers millions d’années
de l’histoire de la Terre (4,5−3,6 Ga) sont hors d’atteinte, aucun affleurement
sédimentaire non métamorphisé n’ayant été préservé ou du moins retrouvé
jusqu’à présent. Les premiers affleurements de roches (métamorphisées) ont
été découverts au nord-ouest du Canada et sont âgés de 4 Ga. Toutefois, la
découverte en Australie dans des métaquartzites plus jeunes, de zircons datés
à 4,4 Ga et présentant un δ
18 O élevé (5 %% à 7 %%) permettrait d’attester
de l’érosion des premiers embryons de croûte continentale et de la présence
d’océans, quelques 150 millions d’années après la formation de la Terre. Entre
4,3 Ga et 2,8 Ga, l’atmosphère terrestre est probablement constituée d’un
mélange d’azote et de gaz à effet de serre, comme le dioxyde de carbone ou
le méthane. L’oxygène y est absent. La température à la surface du globe
à l’Archéen déduite des mesures isotopiques de l’oxygène des roches carbonatées varie de 30
◦ C à 100
◦ C. Mais ces valeurs pourraient être erronées
en raison de la méconnaissance du δ
18 O moyen de l’eau des océans de cette
époque. En effet, la teneur moyenne en
18 O des océans est contrôlée par les
échanges du
18 O avec les basaltes de la croûte océanique lors de la circulation
de l’eau de mer dans les systèmes hydrothermaux des dorsales océaniques.
Rien n’indique qu’elle se situait alors dans la gamme des valeurs observées
beaucoup plus récemment. Des mesures du rapport isotopique de l’oxygène et
du silicium mesurées dans des cherts (roches siliceuses) suggèrent une paléotempérature de 60 à 80
◦ C. Mais ces valeurs pourraient refléter uniquement les
paléotempératures des systèmes hydrothermaux tapissant la croûte océanique
à cette époque.
Pour s’affranchir de ces difficultés, de nouveaux outils isotopiques sont nécessaires. Un paléothermomètre prometteur est basé, non pas sur l’abondance
relative d’un isotope par rapport à un autre, mais sur le rapport d’abondance des molécules isotopiques (ou isotopologues)
13 C
16 O
2−
3 ,
12 C
18 O
16 O
2−
2 ,
13 C
18 O
16 O
2−
2 ,
12 C
16 O
2−
3 par rapport à la quantité attendue pour une distribution stochastique des isotopes au sein d’un groupe CO
2−
3 (Eiler, 2007). La
variable thermodynamique mesurée et notée Δ
47 repose donc sur la substitution des isotopes du carbone et de l’oxygène au sein des ions carbonates,
qui est fonction de la température à laquelle se sont formés ces carbonates.
Cette méthode ne nécessite aucune connaissance de la composition isotopique
moyenne de l’océan et donc pourrait être appliquée aux océans de l’Archéen.
Même si l’évolution de la température de l’Archéen reste débattue, celle-ci est
restée dans une gamme de valeur qui a permis le développement de la vie dès
3,45 Ga, voire 3,85 Ga.