“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 186 — #209
i
i
i
i
i
i
i
i
186
Paléoclimatologie
rapide des surfaces continentales entre 3,2 à 2,6 milliards d’années et la croissance de la pression partielle d’oxygène dans l’atmosphère vers 2,3 Ga.
5.1 Les indicateurs climatiques
L’évolution climatique de la Terre au cours du Précambrien est très mal
connue. Le nombre d’indicateurs est très restreint. D’un part, les données
sédimentologiques sont difficiles à interpréter, étant donné l’âge très ancien
de ces sédiments qui ont généralement été remaniés. Ensuite, les données
paléontologiques sont quasiment inexploitables en termes de reconstructions
climatiques. Elles sont très parcellaires et ne représentent qu’une biosphère
monocellulaire très simple, qu’il est difficile de mettre en relation avec une
évolution environnementale quelconque. Enfin, les données isotopiques mesurées sur les sédiments ont généralement mal conservé le signal climatique
original, ayant été très souvent soumises à des perturbations post-dépôts (diagenèse en particulier). D’un point de vue quantitatif, deux signaux isotopiques
ont été utilisés avec plus ou moins de succès : le δ
18 O mesuré sur des sédiments
siliceux (cherts) dès les années 1970 (Knauth et Epstein, 1976 [18]), et plus
récemment le rapport δ
30 Si, toujours mesuré sur les mêmes cherts (Robert et
Chaussidon, 2006 [28]).
La précipitation d’opale (SiO 2 ) au cours de l’Archéen a été massive. Les
raisons de cette précipitation massive sont inconnues. Elle a pu se produire par
l’intermédiaire d’une activité biologique ou directement de manière abiotique
à partir de l’océan saturé en silice. Enfin, cette opale a pu être produite lors
de la stabilisation des minéraux argileux sur le fond marin ou encore être
dérivée de l’altération de verres volcaniques. Elle a été par la suite soumise à
la diagenèse et se présente aujourd’hui sous l’aspect de roches sédimentaires
siliceuses appelées cherts. Les compositions isotopiques de l’oxygène (δ
18 O)
de ces cherts montrent des valeurs de plus en plus appauvries en isotope lourd
quand on remonte dans le temps, jusqu’à atteindre la valeur de 16 %% par
rapport au standard international SMOW, il y a 3 Ga (Fig. 5.1).
Tout comme pour les carbonates, le δ
18 O de la silice est une fonction de
la température et du δ
18 O de l’eau au sein de laquelle la silice a précipité :
1000 ln α =
3,09 ×
10
6
T (K) 2
− 3,29
(5.1)
où le facteur de fractionnement
α =
1000 + δ
18 O chert (SMOW)
1000 + δ 18 O water (SMOW)
.
(5.2)
ln désigne son logarithme népérien, et δ
18 O water est le δ
18 O de l’eau à partir
de laquelle les cherts ont précipité.
Appliqué aux cherts, dans l’hypothèse où la composition isotopique de
l’eau de mer serait assez voisine de celle d’aujourd’hui, ce paléothermomètre
i
i
i
i
i
i
i
i
186
Paléoclimatologie
rapide des surfaces continentales entre 3,2 à 2,6 milliards d’années et la croissance de la pression partielle d’oxygène dans l’atmosphère vers 2,3 Ga.
5.1 Les indicateurs climatiques
L’évolution climatique de la Terre au cours du Précambrien est très mal
connue. Le nombre d’indicateurs est très restreint. D’un part, les données
sédimentologiques sont difficiles à interpréter, étant donné l’âge très ancien
de ces sédiments qui ont généralement été remaniés. Ensuite, les données
paléontologiques sont quasiment inexploitables en termes de reconstructions
climatiques. Elles sont très parcellaires et ne représentent qu’une biosphère
monocellulaire très simple, qu’il est difficile de mettre en relation avec une
évolution environnementale quelconque. Enfin, les données isotopiques mesurées sur les sédiments ont généralement mal conservé le signal climatique
original, ayant été très souvent soumises à des perturbations post-dépôts (diagenèse en particulier). D’un point de vue quantitatif, deux signaux isotopiques
ont été utilisés avec plus ou moins de succès : le δ
18 O mesuré sur des sédiments
siliceux (cherts) dès les années 1970 (Knauth et Epstein, 1976 [18]), et plus
récemment le rapport δ
30 Si, toujours mesuré sur les mêmes cherts (Robert et
Chaussidon, 2006 [28]).
La précipitation d’opale (SiO 2 ) au cours de l’Archéen a été massive. Les
raisons de cette précipitation massive sont inconnues. Elle a pu se produire par
l’intermédiaire d’une activité biologique ou directement de manière abiotique
à partir de l’océan saturé en silice. Enfin, cette opale a pu être produite lors
de la stabilisation des minéraux argileux sur le fond marin ou encore être
dérivée de l’altération de verres volcaniques. Elle a été par la suite soumise à
la diagenèse et se présente aujourd’hui sous l’aspect de roches sédimentaires
siliceuses appelées cherts. Les compositions isotopiques de l’oxygène (δ
18 O)
de ces cherts montrent des valeurs de plus en plus appauvries en isotope lourd
quand on remonte dans le temps, jusqu’à atteindre la valeur de 16 %% par
rapport au standard international SMOW, il y a 3 Ga (Fig. 5.1).
Tout comme pour les carbonates, le δ
18 O de la silice est une fonction de
la température et du δ
18 O de l’eau au sein de laquelle la silice a précipité :
1000 ln α =
3,09 ×
10
6
T (K) 2
− 3,29
(5.1)
où le facteur de fractionnement
α =
1000 + δ
18 O chert (SMOW)
1000 + δ 18 O water (SMOW)
.
(5.2)
ln désigne son logarithme népérien, et δ
18 O water est le δ
18 O de l’eau à partir
de laquelle les cherts ont précipité.
Appliqué aux cherts, dans l’hypothèse où la composition isotopique de
l’eau de mer serait assez voisine de celle d’aujourd’hui, ce paléothermomètre