“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 230 — #253
i
i
i
i
i
i
i
i
230
Paléoclimatologie
6.2.3 Le paléothermostat terrestre au Phanérozoïque
Le temps de résidence court (200 000 ans) du carbone dans le système exosphérique, ainsi que le temps de réaction de l’alcalinité océanique (3 000 ans)
imposent la quasi-égalité suivante entre les flux de carbone inorganiques, en
négligeant les déséquilibres possibles dans le cycle du carbone organique (voir
chapitre 5) :
F vol + F MOR ≈ F sw
(6.9)
où F vol est le dégazage volcanique, F MOR le dégazage aux dorsales, F sw la moitié de la consommation de CO 2 par l’altération des silicates. Ce facteur 1/2
provient du fait que deux moles de carbone atmosphérique sont consommées
pour deux équivalents d’alcalinité produits par la réaction de dissolution des
silicates continentaux. Une seule de ces deux moles sera finalement enfouie
sous forme de carbonate océanique. L’autre mole de carbone reste dans le
système océan-atmosphère (voir chapitre 5). Le flux de consommation de CO 2
par l’altération des silicates est fonction de la température et du ruissellement
continental. D’une manière générale, il augmente lorsque la teneur en CO 2
croît. Mais sa réponse à une augmentation de CO 2 est également fonction de
la couverture végétale des continents, de la présence d’orogène et d’altération
physique intense, de la configuration des continents, de la modification de la
lithologie superficielle, suite par exemple à la mise en place de surfaces basaltiques sur les continents lors d’événements magmatiques majeurs. F sw peut
donc s’exprimer de la manière suivante :
F sw ∝ f 1 (T ) × f 2 (R) × f 3 (érosion) × f 4 (végétation) × f 5 (litho)
(6.10)
où T est la température continentale, et R le ruissellement. Les fonctions f 1 et
f 2 sont connues : la première est une fonction exponentielle de la température,
la seconde une fonction linéaire du ruissellement. f 1 et f 2 ont été déterminées
pour les granites et pour les basaltes. À titre d’exemple, le flux d’altération
déduit de la compilation des flux exportés par des petits bassins versants
monolithologiques granitique est proportionnel à :
F gra ∝ R exp
−
48 200
R
1
T
−
1
T 0
.
(6.11)
La fonction f 3 est inconnue. Les seules indications dont nous disposons sont
l’existence d’une corrélation positive très forte entre les flux d’érosion physique
et les flux d’altération chimique à la fois pour les grands et petits bassins versants. On en déduit que f 3 est une fonction croissante du taux d’érosion, mais
son expression mathématique précise reste à définir. Concernant f 4 , des études
menées sur des coulées de lave en Islande montrent que le taux d’altération
augmente d’un facteur 8 quand la végétation vasculaire se développe (Berner,
2004 [1]). f 4 augmente donc avec le couvert végétal mais aussi lorsqu’on passe
de mousses et lichens aux plantes vasculaires avec un système de racines bien
développé (voir la discussion à propos du Dévonien dans la section suivante).
i
i
i
i
i
i
i
i
230
Paléoclimatologie
6.2.3 Le paléothermostat terrestre au Phanérozoïque
Le temps de résidence court (200 000 ans) du carbone dans le système exosphérique, ainsi que le temps de réaction de l’alcalinité océanique (3 000 ans)
imposent la quasi-égalité suivante entre les flux de carbone inorganiques, en
négligeant les déséquilibres possibles dans le cycle du carbone organique (voir
chapitre 5) :
F vol + F MOR ≈ F sw
(6.9)
où F vol est le dégazage volcanique, F MOR le dégazage aux dorsales, F sw la moitié de la consommation de CO 2 par l’altération des silicates. Ce facteur 1/2
provient du fait que deux moles de carbone atmosphérique sont consommées
pour deux équivalents d’alcalinité produits par la réaction de dissolution des
silicates continentaux. Une seule de ces deux moles sera finalement enfouie
sous forme de carbonate océanique. L’autre mole de carbone reste dans le
système océan-atmosphère (voir chapitre 5). Le flux de consommation de CO 2
par l’altération des silicates est fonction de la température et du ruissellement
continental. D’une manière générale, il augmente lorsque la teneur en CO 2
croît. Mais sa réponse à une augmentation de CO 2 est également fonction de
la couverture végétale des continents, de la présence d’orogène et d’altération
physique intense, de la configuration des continents, de la modification de la
lithologie superficielle, suite par exemple à la mise en place de surfaces basaltiques sur les continents lors d’événements magmatiques majeurs. F sw peut
donc s’exprimer de la manière suivante :
F sw ∝ f 1 (T ) × f 2 (R) × f 3 (érosion) × f 4 (végétation) × f 5 (litho)
(6.10)
où T est la température continentale, et R le ruissellement. Les fonctions f 1 et
f 2 sont connues : la première est une fonction exponentielle de la température,
la seconde une fonction linéaire du ruissellement. f 1 et f 2 ont été déterminées
pour les granites et pour les basaltes. À titre d’exemple, le flux d’altération
déduit de la compilation des flux exportés par des petits bassins versants
monolithologiques granitique est proportionnel à :
F gra ∝ R exp
−
48 200
R
1
T
−
1
T 0
.
(6.11)
La fonction f 3 est inconnue. Les seules indications dont nous disposons sont
l’existence d’une corrélation positive très forte entre les flux d’érosion physique
et les flux d’altération chimique à la fois pour les grands et petits bassins versants. On en déduit que f 3 est une fonction croissante du taux d’érosion, mais
son expression mathématique précise reste à définir. Concernant f 4 , des études
menées sur des coulées de lave en Islande montrent que le taux d’altération
augmente d’un facteur 8 quand la végétation vasculaire se développe (Berner,
2004 [1]). f 4 augmente donc avec le couvert végétal mais aussi lorsqu’on passe
de mousses et lichens aux plantes vasculaires avec un système de racines bien
développé (voir la discussion à propos du Dévonien dans la section suivante).