“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 96 — #119
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Paléoclimatologie
de formation d’un supercontinent (par exemple, au Carbonifère, lors de la
formation du supercontinent Pangée), alors que les périodes de dislocation
des supercontinents (le Mésozoïque par exemple) sont caractérisées par des
reliefs plus modestes (néanmoins des reliefs peu élevés, moins de 2 km en
général, peuvent se former le long des déchirures continentales, prémices d’un
futur océan).
Le relief de la Terre résulte des mouvements horizontaux et verticaux des
plaques, mais également de processus exogènes comme l’érosion et les dépôts sédimentaires. L’altitude est liée à l’équilibre isostatique de la colonne
lithosphérique sur l’asthénosphère sous-jacente. Ce mécanisme est impliqué
dans la très grande majorité des chaînes de collision (Himalaya, Alpes, chaîne
hercynienne). La topographie peut également être contrôlée par des processus
dynamiques liés aux mouvements de matière et au transfert de chaleur au sein
du manteau visqueux. Les « upwellings mantelliques », c’est-à-dire les remontées de matériel mantellique pilotées par la flottabilité (force d’Archimède),
sont susceptibles d’induire des déformations crustales à l’échelle continentale.
C’est ce type de processus qui explique une large partie de la déformation
de grande longueur d’onde qui affecte l’Afrique orientale et australe. À cette
déformation de grande longueur d’onde se superpose en Afrique de l’Est, une
déformation cassante assujettie à des processus d’extension intra-continentale
et une activité magmatique importante à l’origine d’un relief marqué.
Restituer la topographie passée de la Terre est sans nul doute l’aspect le
plus délicat des reconstructions paléogéographiques. Il implique de déterminer l’extension spatiale du relief, son âge et son altitude. Les reliefs induisent
des déformations et/ou des marqueurs structuraux et pétrologiques qui, calés
en âge, sont exploités par les géologues pour contraindre l’événement tectonique. Ces marqueurs ne sont pas toujours évidents à déceler ? puisque les
événements les plus récents tendent à masquer les événements antérieurs. Une
phase d’accrétion continentale a occasionné la collision indosinienne en Asie
du Sud-Est, au cours du Trias, mais cette orogenèse reste entachée d’incertitudes, en partie par le fait que la collision Inde-Asie a effacé une partie de
l’histoire géologique antérieure.
Déterminer la paléoaltitude des reliefs est donc crucial pour la modélisation
des paléoclimats anté-Quaternaires. Plusieurs méthodes (flores, sédiments, isotopes de l’oxygène, isotopes cosmogéniques) ont été développées, mais seules
les plus couramment utilisées seront abordées. Il est très important de différencier les méthodes absolues, qui permettent d’estimer la paléoaltitude d’un relief à un moment passé, des méthodes permettant d’estimer la vitesse verticale
des roches de ces reliefs. Les méthodes relatives traduisent le bilan des mouvements verticaux liés à l’événement géodynamique (une collision par exemple)
et à l’érosion qui dénude la surface, favorisant par réajustement isostatique, la
remontée de roches profondes. Mesurer une altitude ou estimer une paléoaltitude requièrent également un niveau de référence. La surface des océans
constitue cette référence, mais elle fluctue au cours des temps géologiques.
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Paléoclimatologie
de formation d’un supercontinent (par exemple, au Carbonifère, lors de la
formation du supercontinent Pangée), alors que les périodes de dislocation
des supercontinents (le Mésozoïque par exemple) sont caractérisées par des
reliefs plus modestes (néanmoins des reliefs peu élevés, moins de 2 km en
général, peuvent se former le long des déchirures continentales, prémices d’un
futur océan).
Le relief de la Terre résulte des mouvements horizontaux et verticaux des
plaques, mais également de processus exogènes comme l’érosion et les dépôts sédimentaires. L’altitude est liée à l’équilibre isostatique de la colonne
lithosphérique sur l’asthénosphère sous-jacente. Ce mécanisme est impliqué
dans la très grande majorité des chaînes de collision (Himalaya, Alpes, chaîne
hercynienne). La topographie peut également être contrôlée par des processus
dynamiques liés aux mouvements de matière et au transfert de chaleur au sein
du manteau visqueux. Les « upwellings mantelliques », c’est-à-dire les remontées de matériel mantellique pilotées par la flottabilité (force d’Archimède),
sont susceptibles d’induire des déformations crustales à l’échelle continentale.
C’est ce type de processus qui explique une large partie de la déformation
de grande longueur d’onde qui affecte l’Afrique orientale et australe. À cette
déformation de grande longueur d’onde se superpose en Afrique de l’Est, une
déformation cassante assujettie à des processus d’extension intra-continentale
et une activité magmatique importante à l’origine d’un relief marqué.
Restituer la topographie passée de la Terre est sans nul doute l’aspect le
plus délicat des reconstructions paléogéographiques. Il implique de déterminer l’extension spatiale du relief, son âge et son altitude. Les reliefs induisent
des déformations et/ou des marqueurs structuraux et pétrologiques qui, calés
en âge, sont exploités par les géologues pour contraindre l’événement tectonique. Ces marqueurs ne sont pas toujours évidents à déceler ? puisque les
événements les plus récents tendent à masquer les événements antérieurs. Une
phase d’accrétion continentale a occasionné la collision indosinienne en Asie
du Sud-Est, au cours du Trias, mais cette orogenèse reste entachée d’incertitudes, en partie par le fait que la collision Inde-Asie a effacé une partie de
l’histoire géologique antérieure.
Déterminer la paléoaltitude des reliefs est donc crucial pour la modélisation
des paléoclimats anté-Quaternaires. Plusieurs méthodes (flores, sédiments, isotopes de l’oxygène, isotopes cosmogéniques) ont été développées, mais seules
les plus couramment utilisées seront abordées. Il est très important de différencier les méthodes absolues, qui permettent d’estimer la paléoaltitude d’un relief à un moment passé, des méthodes permettant d’estimer la vitesse verticale
des roches de ces reliefs. Les méthodes relatives traduisent le bilan des mouvements verticaux liés à l’événement géodynamique (une collision par exemple)
et à l’érosion qui dénude la surface, favorisant par réajustement isostatique, la
remontée de roches profondes. Mesurer une altitude ou estimer une paléoaltitude requièrent également un niveau de référence. La surface des océans
constitue cette référence, mais elle fluctue au cours des temps géologiques.