“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 225 — #248
i
i
i
i
i
i
i
i
6. Les climats du Phanérozoïque
225
campagne GEOSECS :
ε P = 12,03 [CO 2aq ] − 3,56
10 [CO 2aq ] 90 μM
(6.8)
où ε p est le fractionnement photosynthétique du phytoplancton, et [CO 2aq ] la
concentration en CO 2 gazeux dissous dans l’eau.
L’utilisation de corrélations établies pour les conditions actuelles constitue
la principale faiblesse de cette méthode, puisqu’elles sont extrapolées vers des
gammes de CO 2 nettement plus élevées que le niveau actuel, en faisant appel à
des composés fabriqués par des organismes dont on ignore le métabolisme. De
plus, le fractionnement isotopique est également fonction du taux de croissance
de ces organismes, ce qui complique la reconstruction.
Une dernière méthode se base sur la mesure du rapport des isotopes
du bore
11 B/
10 B (δ
11 B) des sédiments carbonatés (Royer et al., 2001 [25]).
L’abondance relative des deux espèces de borates dissous (H 4 BO 4 et H 3 BO
−
4 )
dépend du pH de l’eau de mer. Or il existe un fractionnement isotopique de
l’ordre de 19 %% entre les deux espèces. Les carbonates incluent principalement l’espèce H 4 BO 4 et la composition isotopique δ
11 B des carbonates va
donc dépendre du pH. Néanmoins, le lien avec le CO 2 atmosphérique n’est pas
évident. D’une part, il faut supposer que le δ
11 B de l’eau de mer est constant
au cours du temps, que les isotopes se partagent entre les deux espèces et que
l’abondance relative en
11 B et
10 B reste la même. Il a été montré que ce n’était
probablement pas le cas et que le δ
11 B du borate total a probablement changé
dans le passé. Ensuite, il faut faire des hypothèses lourdes sur l’alcalinité de
l’eau de mer, pour remonter du pH à la pression de CO 2 atmosphérique.
La compilation de l’ensemble de ces reconstructions montre inévitablement
une énorme dispersion des points (Royer, 2006 [24]) (Fig. 6.6). Néanmoins,
quelques tendances peuvent se dégager. D’une part, le niveau de CO 2 atmosphérique semble avoir été élevé avant le Dévonien (avec des valeurs généralement supérieures à 2 000 ppmv). Cette période est suivie par un intervalle
temporel couvrant la fin du Carbonifère et le début du Permien, où le CO 2
atmosphérique est essentiellement compris entre 200 et 500 ppmv. Les données sur le Mésozoïque sont plus confuses et ne montrent aucune tendance
univoque. Pour une même tranche d’âge, il est courant d’avoir des estimations du CO 2 atmosphérique variant d’un facteur 5 à 10. Enfin, le Cénozoïque
semble être marqué par une diminution générale de la pression de CO 2 atmosphérique, surtout matérialisée par la diminution générale des valeurs maximales reconstruites. L’enregistrement le plus fin (c’est-à-dire qui présente la
meilleure résolution temporelle et la plus faible dispersion) est celui obtenu
en reconstruisant le fractionnement isotopique en carbone de la biosphère
océanique en se basant sur la mesure du δ
13 C des alcénones (Pagani et al.,
2005 [21]). Il montre une décroissance rapide du CO 2 atmosphérique depuis le
début de l’Éocène à la fin de l’Oligocène : vers 50 millions d’années, la teneur
i
i
i
i
i
i
i
i
6. Les climats du Phanérozoïque
225
campagne GEOSECS :
ε P = 12,03 [CO 2aq ] − 3,56
10 [CO 2aq ] 90 μM
(6.8)
où ε p est le fractionnement photosynthétique du phytoplancton, et [CO 2aq ] la
concentration en CO 2 gazeux dissous dans l’eau.
L’utilisation de corrélations établies pour les conditions actuelles constitue
la principale faiblesse de cette méthode, puisqu’elles sont extrapolées vers des
gammes de CO 2 nettement plus élevées que le niveau actuel, en faisant appel à
des composés fabriqués par des organismes dont on ignore le métabolisme. De
plus, le fractionnement isotopique est également fonction du taux de croissance
de ces organismes, ce qui complique la reconstruction.
Une dernière méthode se base sur la mesure du rapport des isotopes
du bore
11 B/
10 B (δ
11 B) des sédiments carbonatés (Royer et al., 2001 [25]).
L’abondance relative des deux espèces de borates dissous (H 4 BO 4 et H 3 BO
−
4 )
dépend du pH de l’eau de mer. Or il existe un fractionnement isotopique de
l’ordre de 19 %% entre les deux espèces. Les carbonates incluent principalement l’espèce H 4 BO 4 et la composition isotopique δ
11 B des carbonates va
donc dépendre du pH. Néanmoins, le lien avec le CO 2 atmosphérique n’est pas
évident. D’une part, il faut supposer que le δ
11 B de l’eau de mer est constant
au cours du temps, que les isotopes se partagent entre les deux espèces et que
l’abondance relative en
11 B et
10 B reste la même. Il a été montré que ce n’était
probablement pas le cas et que le δ
11 B du borate total a probablement changé
dans le passé. Ensuite, il faut faire des hypothèses lourdes sur l’alcalinité de
l’eau de mer, pour remonter du pH à la pression de CO 2 atmosphérique.
La compilation de l’ensemble de ces reconstructions montre inévitablement
une énorme dispersion des points (Royer, 2006 [24]) (Fig. 6.6). Néanmoins,
quelques tendances peuvent se dégager. D’une part, le niveau de CO 2 atmosphérique semble avoir été élevé avant le Dévonien (avec des valeurs généralement supérieures à 2 000 ppmv). Cette période est suivie par un intervalle
temporel couvrant la fin du Carbonifère et le début du Permien, où le CO 2
atmosphérique est essentiellement compris entre 200 et 500 ppmv. Les données sur le Mésozoïque sont plus confuses et ne montrent aucune tendance
univoque. Pour une même tranche d’âge, il est courant d’avoir des estimations du CO 2 atmosphérique variant d’un facteur 5 à 10. Enfin, le Cénozoïque
semble être marqué par une diminution générale de la pression de CO 2 atmosphérique, surtout matérialisée par la diminution générale des valeurs maximales reconstruites. L’enregistrement le plus fin (c’est-à-dire qui présente la
meilleure résolution temporelle et la plus faible dispersion) est celui obtenu
en reconstruisant le fractionnement isotopique en carbone de la biosphère
océanique en se basant sur la mesure du δ
13 C des alcénones (Pagani et al.,
2005 [21]). Il montre une décroissance rapide du CO 2 atmosphérique depuis le
début de l’Éocène à la fin de l’Oligocène : vers 50 millions d’années, la teneur