“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 98 — #121
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Paléoclimatologie
pour garantir la conservation de l’énergie statique humide. L’enthalpie humide H a été calibrée sur des indices foliaires actuels (comme pour la température moyenne dans la méthode précédente). Pour déterminer la paléo-altitude
d’un site, il faut déterminer son enthalpie humide H et l’enthalpie humide H 0
d’un site de référence contemporain situé au niveau de la mer. L’incertitude
sur la paléolatitude est à peine plus faible que par la méthode précédente.
Ces méthodes floristiques sont entachées d’incertitudes en raison de l’impact (que l’on néglige) de la végétation sur le climat. L’évapotranspiration des
plantes joue un rôle important dans le système climatique. La modélisation
climatique a permis de quantifier l’impact sur le climat au Crétacé moyen
d’un couvert végétal arboré (arbres à feuilles caduques) par rapport à un sol
nu. Le couvert agit sur le bilan radiatif de la Terre en raison d’une différence
d’albédo de surface importante (induisant un réchauffement) et renforce très
significativement le bilan hydrologique à travers une nette augmentation de
l’évapotranspiration. Cet effet pourrait induire un biais et des paléo-altitudes
sous-estimées pour les périodes antérieures au Miocène supérieur. En effet,
une transition se produit vers 7 millions d’années (Miocène supérieur), marquée par le recul des plantes de type C3 au profit d’une végétation de type C4
(les types C3 et C4 représentent des fonctionnements photosynthétiques différents). Ces deux types de plantes présentent de fortes disparités en termes
d’évapotranspiration. La transition de C3 vers C4 pourrait avoir renforcé le
gradient thermique vertical au-dessus des continents et réduit significativement l’humidité spécifique de l’air. Les altitudes basées sur les flores pourraient en être affectées.
3.2.3.2 À partir des sédiments érodés
En restituant la masse de sédiments déposés dans un bassin au relief d’origine, il est possible de calculer des paléo-altitudes. Cela suppose de connaître
la géométrie de la source sédimentaire et que celle-ci ne change pas au cours
du temps, qu’il n’y ait pas de pertes de sédiments par subduction ou par incorporation lors d’événements orogéniques plus récents et enfin de considérer
que le relief est toujours en équilibre isostatique. Ces considérations limitent
significativement l’emploi de cette méthode à quelques bassins endoréiques
et dépourvus de zone de subductions (intracontinentales), comme la chaîne
du Tien Shan, en Asie au Miocène. Son application à des orogenèses plus
anciennes s’avère donc délicate.
3.2.3.3 À partir de mesures isotopiques
Une première méthode est basée sur la mesure de la composition isotopique
de l’oxygène (δ
18 O) ou celle de l’hydrogène (δD) des carbonates lacustres ou
pédogéniques. Pour comprendre cette méthode, nous devons revenir aux variations spatiales du δ
18 O des eaux météoritiques. Un δ
18 O de plus en plus
faible est observé lorsque l’on se déplace des basses vers les hautes latitudes,
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Paléoclimatologie
pour garantir la conservation de l’énergie statique humide. L’enthalpie humide H a été calibrée sur des indices foliaires actuels (comme pour la température moyenne dans la méthode précédente). Pour déterminer la paléo-altitude
d’un site, il faut déterminer son enthalpie humide H et l’enthalpie humide H 0
d’un site de référence contemporain situé au niveau de la mer. L’incertitude
sur la paléolatitude est à peine plus faible que par la méthode précédente.
Ces méthodes floristiques sont entachées d’incertitudes en raison de l’impact (que l’on néglige) de la végétation sur le climat. L’évapotranspiration des
plantes joue un rôle important dans le système climatique. La modélisation
climatique a permis de quantifier l’impact sur le climat au Crétacé moyen
d’un couvert végétal arboré (arbres à feuilles caduques) par rapport à un sol
nu. Le couvert agit sur le bilan radiatif de la Terre en raison d’une différence
d’albédo de surface importante (induisant un réchauffement) et renforce très
significativement le bilan hydrologique à travers une nette augmentation de
l’évapotranspiration. Cet effet pourrait induire un biais et des paléo-altitudes
sous-estimées pour les périodes antérieures au Miocène supérieur. En effet,
une transition se produit vers 7 millions d’années (Miocène supérieur), marquée par le recul des plantes de type C3 au profit d’une végétation de type C4
(les types C3 et C4 représentent des fonctionnements photosynthétiques différents). Ces deux types de plantes présentent de fortes disparités en termes
d’évapotranspiration. La transition de C3 vers C4 pourrait avoir renforcé le
gradient thermique vertical au-dessus des continents et réduit significativement l’humidité spécifique de l’air. Les altitudes basées sur les flores pourraient en être affectées.
3.2.3.2 À partir des sédiments érodés
En restituant la masse de sédiments déposés dans un bassin au relief d’origine, il est possible de calculer des paléo-altitudes. Cela suppose de connaître
la géométrie de la source sédimentaire et que celle-ci ne change pas au cours
du temps, qu’il n’y ait pas de pertes de sédiments par subduction ou par incorporation lors d’événements orogéniques plus récents et enfin de considérer
que le relief est toujours en équilibre isostatique. Ces considérations limitent
significativement l’emploi de cette méthode à quelques bassins endoréiques
et dépourvus de zone de subductions (intracontinentales), comme la chaîne
du Tien Shan, en Asie au Miocène. Son application à des orogenèses plus
anciennes s’avère donc délicate.
3.2.3.3 À partir de mesures isotopiques
Une première méthode est basée sur la mesure de la composition isotopique
de l’oxygène (δ
18 O) ou celle de l’hydrogène (δD) des carbonates lacustres ou
pédogéniques. Pour comprendre cette méthode, nous devons revenir aux variations spatiales du δ
18 O des eaux météoritiques. Un δ
18 O de plus en plus
faible est observé lorsque l’on se déplace des basses vers les hautes latitudes,