“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 221 — #244
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6. Les climats du Phanérozoïque
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fement du climat par effet de serre. Il faut également souligner qu’à de plus
courtes échelles de temps, pendant les oscillations glaciaires-interglaciaires du
Quaternaire, le δ
13 C de l’océan diminuait au cours des périodes glaciaires à
cause d’une réduction de la biosphère, conséquence de l’aridité continentale
(partie III, chapitres 1 & 2).
Finalement, certaines excursions négatives très rapides et prononcées pourraient être attribuées à des déstabilisations d’hydrates de méthane contenus
dans les sédiments marins. Le méthane libéré par les sédiments est caractérisé
par un δ
13 C de −60 %% et des valeurs si négatives autorisent des excursions
très prononcées de δ
13 C. D’une manière générale, on suppose que l’apport
de CH 4 au système exosphérique est bref (10
4 à 10
5 ans) et intense, ce qui
produit des excursions négatives rapides (exemple, le maximum thermique de
la transition Paléocène-Éocène (McInerney et Wing, 2011 [19])).
On peut même imaginer combiner les effets : les traps de Karoo se mettent
en place dans des sédiments riches en charbon du Gondwana il y a 183 millions
d’années. En résulte un dégazage massif de carbone réduit pauvre en
13 C vers
l’atmosphère, provoquant l’excursion négative en δ
13 C observée au Toarcien.
Enfin, une base de données rassemblant les δ
13 C mesurés sur des foraminifères benthiques en provenance de 40 forages ODP et DSDP couvre l’ensemble du Cénozoïque à haute résolution (Zachos et al., 2008 [30]). Le signal
dominant de cette courbe est la diminution du δ
13 C d’environ 2 %% depuis
le milieu du Miocène (15 Ma). Les causes de cette réduction restent difficiles
à interpréter. En effet, elle pourrait être le signal d’une diminution globale
de l’enfouissement de carbone organique sur les 15 derniers millions d’années. Mais sur la même période, le fractionnement isotopique ε MO a diminué
d’approximativement 8 %%, alors qu’il est resté relativement constant sur le
reste du Phanérozoïque. Ce fractionnement a été reconstruit sur l’ensemble du
Phanérozoïque en mesurant le δ
13 C du carbone organique dans les sédiments
marins à de nombreuses périodes et en le comparant au δ
13 C des carbonates
sédimentaires (Hayes et al., 1999 [16]). Ce fractionnement étant dépendant de
la concentration en H 2 CO 3 dans les eaux, on peut penser que sa réduction est
liée à une chute du CO 2 atmosphérique depuis le Miocène. Mais cette interprétation simple se heurte à des estimations indépendantes du niveau de CO 2
suggérant des pressions inférieures à 300 ppmv au Miocène (voir section sur le
CO 2 atmosphérique). Néanmoins, la combinaison de la chute du fractionnement ε MO et du δ
13 C océanique suggère un accroissement de l’enfouissement
de CO 2 sous forme de carbone organique dans les sédiments depuis 15 Ma,
probablement en lien avec la mise en place de l’orogène himalayenne.
6.1.3.2 Le rapport isotopique
87 Sr/
86 Sr des sédiments carbonatés
Les carbonates marins enregistrent le rapport
87 Sr/
86 Sr de l’eau de mer
sans fractionnement. Le temps de résidence du Sr dans l’eau de mer (2 à 5 millions d’années) assure une valeur uniforme dans l’ensemble de l’océan et donc
une faible dispersion des données. Une courbe à haute résolution (1 million
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6. Les climats du Phanérozoïque
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fement du climat par effet de serre. Il faut également souligner qu’à de plus
courtes échelles de temps, pendant les oscillations glaciaires-interglaciaires du
Quaternaire, le δ
13 C de l’océan diminuait au cours des périodes glaciaires à
cause d’une réduction de la biosphère, conséquence de l’aridité continentale
(partie III, chapitres 1 & 2).
Finalement, certaines excursions négatives très rapides et prononcées pourraient être attribuées à des déstabilisations d’hydrates de méthane contenus
dans les sédiments marins. Le méthane libéré par les sédiments est caractérisé
par un δ
13 C de −60 %% et des valeurs si négatives autorisent des excursions
très prononcées de δ
13 C. D’une manière générale, on suppose que l’apport
de CH 4 au système exosphérique est bref (10
4 à 10
5 ans) et intense, ce qui
produit des excursions négatives rapides (exemple, le maximum thermique de
la transition Paléocène-Éocène (McInerney et Wing, 2011 [19])).
On peut même imaginer combiner les effets : les traps de Karoo se mettent
en place dans des sédiments riches en charbon du Gondwana il y a 183 millions
d’années. En résulte un dégazage massif de carbone réduit pauvre en
13 C vers
l’atmosphère, provoquant l’excursion négative en δ
13 C observée au Toarcien.
Enfin, une base de données rassemblant les δ
13 C mesurés sur des foraminifères benthiques en provenance de 40 forages ODP et DSDP couvre l’ensemble du Cénozoïque à haute résolution (Zachos et al., 2008 [30]). Le signal
dominant de cette courbe est la diminution du δ
13 C d’environ 2 %% depuis
le milieu du Miocène (15 Ma). Les causes de cette réduction restent difficiles
à interpréter. En effet, elle pourrait être le signal d’une diminution globale
de l’enfouissement de carbone organique sur les 15 derniers millions d’années. Mais sur la même période, le fractionnement isotopique ε MO a diminué
d’approximativement 8 %%, alors qu’il est resté relativement constant sur le
reste du Phanérozoïque. Ce fractionnement a été reconstruit sur l’ensemble du
Phanérozoïque en mesurant le δ
13 C du carbone organique dans les sédiments
marins à de nombreuses périodes et en le comparant au δ
13 C des carbonates
sédimentaires (Hayes et al., 1999 [16]). Ce fractionnement étant dépendant de
la concentration en H 2 CO 3 dans les eaux, on peut penser que sa réduction est
liée à une chute du CO 2 atmosphérique depuis le Miocène. Mais cette interprétation simple se heurte à des estimations indépendantes du niveau de CO 2
suggérant des pressions inférieures à 300 ppmv au Miocène (voir section sur le
CO 2 atmosphérique). Néanmoins, la combinaison de la chute du fractionnement ε MO et du δ
13 C océanique suggère un accroissement de l’enfouissement
de CO 2 sous forme de carbone organique dans les sédiments depuis 15 Ma,
probablement en lien avec la mise en place de l’orogène himalayenne.
6.1.3.2 Le rapport isotopique
87 Sr/
86 Sr des sédiments carbonatés
Les carbonates marins enregistrent le rapport
87 Sr/
86 Sr de l’eau de mer
sans fractionnement. Le temps de résidence du Sr dans l’eau de mer (2 à 5 millions d’années) assure une valeur uniforme dans l’ensemble de l’océan et donc
une faible dispersion des données. Une courbe à haute résolution (1 million