“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 227 — #250
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6. Les climats du Phanérozoïque
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de l’eau de mer à l’époque du dépôt (Veizer et al., 2000 [29]). Ces données
isotopiques restent difficiles à interpréter, car elles mélangent non seulement
des indications climatiques (température de l’eau de mer, volume de glace
continentale), mais également des données géochimiques telles que la salinité
de l’eau de mer, la spéciation des carbonates, le δ
18 O de l’eau de mer lui-même
influencé par les flux d’altération continentaux et hydrothermaux. Néanmoins,
le δ
18 O au cours du Phanérozoïque montre des oscillations qui présentent une
période de 135 millions d’années, en accord avec les reconstructions sédimentologiques, ce qui renforce l’idée de sa bonne qualité d’indicateur climatique.
À ce jour, cette période de 135 millions d’années reste largement inexpliquée,
mais sa longueur indique probablement un lien avec les processus tectoniques
qui modèlent la surface de la Terre ou, peut-être, des processus astronomiques
(Shaviv et Veizer, 2003 [27]). L’accumulation de données isotopiques obtenues
récemment sur des phosphates (dont des dents de poisson fossiles et des conodontes) a permis de raffiner considérablement la résolution des alternances de
modes chauds et froids, en particulier pendant le Mésozoïque et le Dévonien.
Les modes climatiques froids du Phanérozoïque se situent à la fin de l’Ordovicien (445 Ma, durée de 0,5 à 1 million d’années), au Permo-Carbonifère
(de 330 à 270 Ma environ), au Jurassique et au Crétacé. Cette période est
marquée par une succession d’événements froids courts : fin du Toarcien vers
175 Ma, à la limite Callovien-Oxfordien vers 160 Ma, à la transition Valanginien inférieur – Valanginien moyen vers 140 Ma, au début de l’Aptien vers 125
Ma, à la limite Cénomanien-Turonien vers 93 Ma. Enfin, toute la fin du Cénozoïque, depuis le début de l’englacement de l’Antarctique il y a 34 millions
d’années jusqu’à aujourd’hui, est dans le mode froid, les glaces étant apparues d’abord dans les zones polaires australes, puis plus tardivement dans
l’hémisphère nord.
6.2.1 Les causes des modes climatiques froids
Elles sont généralement plus étudiées que les causes des modes chauds. Les
processus suivants ont été avancés :
1. Les orogenèses.
La mise en place de chaînes de montagne augmente l’altération physique
suite à la mise en place de glaciers, de pentes abruptes et d’alternance de
gel-dégel (Raymo, 1991 [23]). Il en résulte une fracturation plus importante de la roche et donc une sensibilité plus forte à l’altération chimique
qui consomme du CO 2 . C’est donc un processus qui augmente l’altérabilité des surfaces continentales localement. Il en résulterait une baisse
de CO 2 atmosphérique et un refroidissement global. Cette hypothèse
s’appuie sur des mesures actuelles des taux d’altération dans les chaînes
de montagne, sur la corrélation forte qui existe entre érosion physique et
altération chimique dans des bassins versants modernes et sur le rapport
isotopique
87 Sr/
86 Sr des eaux drainant l’Himalaya. Un second effet est
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6. Les climats du Phanérozoïque
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de l’eau de mer à l’époque du dépôt (Veizer et al., 2000 [29]). Ces données
isotopiques restent difficiles à interpréter, car elles mélangent non seulement
des indications climatiques (température de l’eau de mer, volume de glace
continentale), mais également des données géochimiques telles que la salinité
de l’eau de mer, la spéciation des carbonates, le δ
18 O de l’eau de mer lui-même
influencé par les flux d’altération continentaux et hydrothermaux. Néanmoins,
le δ
18 O au cours du Phanérozoïque montre des oscillations qui présentent une
période de 135 millions d’années, en accord avec les reconstructions sédimentologiques, ce qui renforce l’idée de sa bonne qualité d’indicateur climatique.
À ce jour, cette période de 135 millions d’années reste largement inexpliquée,
mais sa longueur indique probablement un lien avec les processus tectoniques
qui modèlent la surface de la Terre ou, peut-être, des processus astronomiques
(Shaviv et Veizer, 2003 [27]). L’accumulation de données isotopiques obtenues
récemment sur des phosphates (dont des dents de poisson fossiles et des conodontes) a permis de raffiner considérablement la résolution des alternances de
modes chauds et froids, en particulier pendant le Mésozoïque et le Dévonien.
Les modes climatiques froids du Phanérozoïque se situent à la fin de l’Ordovicien (445 Ma, durée de 0,5 à 1 million d’années), au Permo-Carbonifère
(de 330 à 270 Ma environ), au Jurassique et au Crétacé. Cette période est
marquée par une succession d’événements froids courts : fin du Toarcien vers
175 Ma, à la limite Callovien-Oxfordien vers 160 Ma, à la transition Valanginien inférieur – Valanginien moyen vers 140 Ma, au début de l’Aptien vers 125
Ma, à la limite Cénomanien-Turonien vers 93 Ma. Enfin, toute la fin du Cénozoïque, depuis le début de l’englacement de l’Antarctique il y a 34 millions
d’années jusqu’à aujourd’hui, est dans le mode froid, les glaces étant apparues d’abord dans les zones polaires australes, puis plus tardivement dans
l’hémisphère nord.
6.2.1 Les causes des modes climatiques froids
Elles sont généralement plus étudiées que les causes des modes chauds. Les
processus suivants ont été avancés :
1. Les orogenèses.
La mise en place de chaînes de montagne augmente l’altération physique
suite à la mise en place de glaciers, de pentes abruptes et d’alternance de
gel-dégel (Raymo, 1991 [23]). Il en résulte une fracturation plus importante de la roche et donc une sensibilité plus forte à l’altération chimique
qui consomme du CO 2 . C’est donc un processus qui augmente l’altérabilité des surfaces continentales localement. Il en résulterait une baisse
de CO 2 atmosphérique et un refroidissement global. Cette hypothèse
s’appuie sur des mesures actuelles des taux d’altération dans les chaînes
de montagne, sur la corrélation forte qui existe entre érosion physique et
altération chimique dans des bassins versants modernes et sur le rapport
isotopique
87 Sr/
86 Sr des eaux drainant l’Himalaya. Un second effet est