“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 214 — #237
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Paléoclimatologie
l’existence d’un signal climatique réel. L’utilisation d’un paléothermomètre,
reliant le fractionnement isotopique entre la calcite et l’eau de mer permet
alors de reconstruire les variations de température de l’eau dans laquelle vivaient les brachiopodes, à condition de connaître le δ
18 O de l’eau de mer,
fonction notamment du volume de glace continentale. Il faut souligner toutefois que l’on connaît des exemples d’altération diagénétique dans lesquels
l’échange isotopique avec les eaux de ruissellement conduit à des δ
18 O très différents des valeurs originales, mais dans lesquels des oscillations saisonnières
semblent préservées. Il ne s’agit que d’un artefact. Retrouver une périodicité pseudo-climatique sur un signal de diagenèse n’est pas impossible et ne
constitue pas une vraie preuve de la préservation et de la cohérence du signal
isotopique.
Le fractionnement α entre la calcite et l’eau s’exprime par la relation :
T (K) =
18,03 × 10
3
1 000 ln α + 32,42
(6.1)
où
α =
1 000 + δ
18 O
PDB
sample
1 000 + δ 18 O
PDB
solution
(6.2)
δ
18 O
PDB
sample est le δ
18 O (PDB) de l’échantillon carbonaté, et δ
18 O
PDB
water est le
δ
18 O de la solution à partir de laquelle le carbonate a précipité. Un δ
18 O de
l’eau de mer de 0 %% par rapport au SMOW équivaut à −30 %% par rapport
au PDB.
Ces deux informations (le volume des glaces continentales et le δ
18 O de
l’eau de mer) sont loin d’être connues avec précision pour le passé géologique
de la Terre. De manière simple, Veizer et al. (2000) [29] ont supposé que le
volume des glaces continentales atteignait deux fois le volume actuel dans les
plus grands pics de glaciation et qu’il était nul en période de réchauffement
maximum. Une telle oscillation du volume de glace peut rendre compte d’un
changement de 2 %% dans le δ
18 O de l’eau de mer, ce qui suppose que les 1 à
3 %% restants soient liés à des variations de température. Sous ces hypothèses,
Veizer et al. (2000) [29] proposent que l’eau de mer dans la zone équatoriale
(d’où proviennent la totalité des brachiopodes fossiles) ait été jusqu’à 3,5
◦ C
plus froide que maintenant au maximum glaciaire de l’Ordovicien, 3
◦ C plus
froide au Permo-Carbonifère et 2
◦ C plus froide au Jurassique, sans prendre
en compte des excursions rapides qui peuvent atteindre des amplitudes de
9
◦ C (Fig. 6.2).
Il faut noter que la majorité des fossiles de brachiopodes utilisés sont d’âge
Paléozoïque (Veizer et al., 1999 [28]), et que la résolution sur les âges Mésozoïque et Cénozoïque est faible dans cette base de données phanérozoïque. Le
Mésozoïque a été couvert de manière plus précise à l’aide de mesures de δ
18 O
effectuées sur des coquilles de foraminifères benthiques et planctoniques et sur
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Paléoclimatologie
l’existence d’un signal climatique réel. L’utilisation d’un paléothermomètre,
reliant le fractionnement isotopique entre la calcite et l’eau de mer permet
alors de reconstruire les variations de température de l’eau dans laquelle vivaient les brachiopodes, à condition de connaître le δ
18 O de l’eau de mer,
fonction notamment du volume de glace continentale. Il faut souligner toutefois que l’on connaît des exemples d’altération diagénétique dans lesquels
l’échange isotopique avec les eaux de ruissellement conduit à des δ
18 O très différents des valeurs originales, mais dans lesquels des oscillations saisonnières
semblent préservées. Il ne s’agit que d’un artefact. Retrouver une périodicité pseudo-climatique sur un signal de diagenèse n’est pas impossible et ne
constitue pas une vraie preuve de la préservation et de la cohérence du signal
isotopique.
Le fractionnement α entre la calcite et l’eau s’exprime par la relation :
T (K) =
18,03 × 10
3
1 000 ln α + 32,42
(6.1)
où
α =
1 000 + δ
18 O
PDB
sample
1 000 + δ 18 O
PDB
solution
(6.2)
δ
18 O
PDB
sample est le δ
18 O (PDB) de l’échantillon carbonaté, et δ
18 O
PDB
water est le
δ
18 O de la solution à partir de laquelle le carbonate a précipité. Un δ
18 O de
l’eau de mer de 0 %% par rapport au SMOW équivaut à −30 %% par rapport
au PDB.
Ces deux informations (le volume des glaces continentales et le δ
18 O de
l’eau de mer) sont loin d’être connues avec précision pour le passé géologique
de la Terre. De manière simple, Veizer et al. (2000) [29] ont supposé que le
volume des glaces continentales atteignait deux fois le volume actuel dans les
plus grands pics de glaciation et qu’il était nul en période de réchauffement
maximum. Une telle oscillation du volume de glace peut rendre compte d’un
changement de 2 %% dans le δ
18 O de l’eau de mer, ce qui suppose que les 1 à
3 %% restants soient liés à des variations de température. Sous ces hypothèses,
Veizer et al. (2000) [29] proposent que l’eau de mer dans la zone équatoriale
(d’où proviennent la totalité des brachiopodes fossiles) ait été jusqu’à 3,5
◦ C
plus froide que maintenant au maximum glaciaire de l’Ordovicien, 3
◦ C plus
froide au Permo-Carbonifère et 2
◦ C plus froide au Jurassique, sans prendre
en compte des excursions rapides qui peuvent atteindre des amplitudes de
9
◦ C (Fig. 6.2).
Il faut noter que la majorité des fossiles de brachiopodes utilisés sont d’âge
Paléozoïque (Veizer et al., 1999 [28]), et que la résolution sur les âges Mésozoïque et Cénozoïque est faible dans cette base de données phanérozoïque. Le
Mésozoïque a été couvert de manière plus précise à l’aide de mesures de δ
18 O
effectuées sur des coquilles de foraminifères benthiques et planctoniques et sur