“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 124 — #147
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Paléoclimatologie
autant de conditions favorables à la survenue d’abondantes chutes de neige,
et donc à un englacement de ces régions, qui s’intensifie vers 2,7 Ma (Haug et
Tiedemann, 1998). À l’aide de modèles numériques, les effets de la fermeture
de Panama ont été simulés. Le renforcement du Gulf Stream et de la salinité
sont reproduits, en revanche, l’englacement du Groenland n’aboutit pas. La
fermeture de l’isthme de Panama ne serait pas une condition suffisante (Lunt
et al., 2008), une baisse de la pCO 2 serait responsable de l’englacement du
Groenland. Ainsi l’englacement des deux calottes permanentes du Quaternaire
serait intiment lié à la baisse du CO 2 atmosphérique.
Regardons maintenant ce qu’il se passe au niveau du passage indonésien.
Au cours du Cénozoïque, la dérive vers le nord de l’Australie d’une part,
et l’extrusion vers le sud-est de l’Indochine en réponse à la collision IndeAsie, d’autre part, ont fortement restreint les échanges maritimes entre l’océan
Pacifique et l’océan Indien à travers le passage indonésien. Cane et Molnar
(2001) ont modélisé les changements océaniques et climatiques induits par la
fermeture (incomplète) du passage indonésien contrôlée par la dérive vers le
nord de l’Australie (le sud-est asiatique étant immobile). Avant la fermeture
vers 4 Ma, un courant océanique chaud circule entre l’océan Pacifique tropical
et l’océan Indien. Après la fermeture, ce courant océanique chaud est bloqué
et est remplacé par un courant plus froid en provenance du nord du Pacifique
(Fig. 3.12). Les conséquences sont un refroidissement des eaux de surface de
l’océan Indien et un assèchement marqué en Afrique de l’Est, propice à la
disparition des arbres au profit d’une végétation de type savane. Les résultats
des simulations sont en accord avec les paléoindicateurs climatiques.
3.3.4 L’influence des mers épicontinentales
Des variations du niveau marin ont jalonné l’histoire de la Terre. Mais avec
quelles conséquences sur le climat ? Les reconstructions des variations eustatiques de Haq et al. (1987) montrent qu’un niveau marin haut à la base du
Crétacé supérieur (∼95 Ma) est à l’origine de la formation de nombreuses mers
épicontinentales. Par rapport à la base du Crétacé, la transgression marine
atteint environ 150 mètres, d’après ces mêmes estimations. Le rôle de ces mers
épicontinentales et leur fonctionnement sont encore mal connus. Nous ne disposons d’aucun analogue moderne, à l’exception de la modeste mer Baltique.
D’un point de vue climatique, la réponse semble simple, plus le niveau marin
est élevé, plus la surface du continent est réduite, et plus le cycle saisonnier
est atténué et le climat homogène. Récemment, nous avons montré, à l’aide
d’un modèle de circulation générale atmosphérique que la réponse du climat
lors de la formation de mers épicontinentales est plus complexe qu’il ne paraît (Fluteau et al., 2006). En Amérique du Nord, la transgression marine du
Crétacé moyen, couplée à la flexure de la lithosphère induite par l’orogénèse
Sevier qui affecte l’ouest de ce continent, forme un bras de mer, le Western
Interior Seaway (WIS). À l’Aptien (∼120 Ma), ce bras de mer n’existe pas
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Paléoclimatologie
autant de conditions favorables à la survenue d’abondantes chutes de neige,
et donc à un englacement de ces régions, qui s’intensifie vers 2,7 Ma (Haug et
Tiedemann, 1998). À l’aide de modèles numériques, les effets de la fermeture
de Panama ont été simulés. Le renforcement du Gulf Stream et de la salinité
sont reproduits, en revanche, l’englacement du Groenland n’aboutit pas. La
fermeture de l’isthme de Panama ne serait pas une condition suffisante (Lunt
et al., 2008), une baisse de la pCO 2 serait responsable de l’englacement du
Groenland. Ainsi l’englacement des deux calottes permanentes du Quaternaire
serait intiment lié à la baisse du CO 2 atmosphérique.
Regardons maintenant ce qu’il se passe au niveau du passage indonésien.
Au cours du Cénozoïque, la dérive vers le nord de l’Australie d’une part,
et l’extrusion vers le sud-est de l’Indochine en réponse à la collision IndeAsie, d’autre part, ont fortement restreint les échanges maritimes entre l’océan
Pacifique et l’océan Indien à travers le passage indonésien. Cane et Molnar
(2001) ont modélisé les changements océaniques et climatiques induits par la
fermeture (incomplète) du passage indonésien contrôlée par la dérive vers le
nord de l’Australie (le sud-est asiatique étant immobile). Avant la fermeture
vers 4 Ma, un courant océanique chaud circule entre l’océan Pacifique tropical
et l’océan Indien. Après la fermeture, ce courant océanique chaud est bloqué
et est remplacé par un courant plus froid en provenance du nord du Pacifique
(Fig. 3.12). Les conséquences sont un refroidissement des eaux de surface de
l’océan Indien et un assèchement marqué en Afrique de l’Est, propice à la
disparition des arbres au profit d’une végétation de type savane. Les résultats
des simulations sont en accord avec les paléoindicateurs climatiques.
3.3.4 L’influence des mers épicontinentales
Des variations du niveau marin ont jalonné l’histoire de la Terre. Mais avec
quelles conséquences sur le climat ? Les reconstructions des variations eustatiques de Haq et al. (1987) montrent qu’un niveau marin haut à la base du
Crétacé supérieur (∼95 Ma) est à l’origine de la formation de nombreuses mers
épicontinentales. Par rapport à la base du Crétacé, la transgression marine
atteint environ 150 mètres, d’après ces mêmes estimations. Le rôle de ces mers
épicontinentales et leur fonctionnement sont encore mal connus. Nous ne disposons d’aucun analogue moderne, à l’exception de la modeste mer Baltique.
D’un point de vue climatique, la réponse semble simple, plus le niveau marin
est élevé, plus la surface du continent est réduite, et plus le cycle saisonnier
est atténué et le climat homogène. Récemment, nous avons montré, à l’aide
d’un modèle de circulation générale atmosphérique que la réponse du climat
lors de la formation de mers épicontinentales est plus complexe qu’il ne paraît (Fluteau et al., 2006). En Amérique du Nord, la transgression marine du
Crétacé moyen, couplée à la flexure de la lithosphère induite par l’orogénèse
Sevier qui affecte l’ouest de ce continent, forme un bras de mer, le Western
Interior Seaway (WIS). À l’Aptien (∼120 Ma), ce bras de mer n’existe pas