“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 234 — #257
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Paléoclimatologie
6.3.2 Le climat du Dévonien
Le Dévonien (416-3592 Ma) marque le début de la transition d’un
monde paléozoïque globalement chaud vers la glaciation majeure du PermoCarbonifère. De nombreuses perturbations biologiques s’y produisent. Même
si les premières traces de végétation apparaissent dès l’Ordovicien et si des feux
de végétation ont été observés au Silurien, le développement d’une biosphère
à tiges hautes commence dans le Dévonien inférieur. Les premières plantes
vasculaires apparaissent dès le Dévonien inférieur et explorent la dimension
verticale. Des plantes atteignant 2 à 3 mètres de hauteur ont été identifiées à
l’Eifelien (395 Ma). Les arbres, d’une hauteur de 8 à 10 m, entament la colonisation des surfaces continentales dès la fin du Givetien, avec entre autres des
fougères géantes tels l’Archeopterys et le Cladoxyopsides (385 Ma). Les vraies
forêts de grande dimension se mettent sans doute en place dans les étages
terminaux du Dévonien (Frasnien). Avec l’apparition et la généralisation des
arbres, l’altération des silicates continentaux s’est rapidement accélérée, alors
que le dégazage de la Terre solide reste à peu près constant (Berner, 2004 [1]).
Les sols se développent, les systèmes racinaires aussi, favorisant l’acidification
des eaux en contact avec les minéraux ainsi que l’accroissement du temps de
contact entre l’eau continentale et les roches silicatées. Il en résulte une diminution rapide de la pression partielle de CO 2 dans l’atmosphère, de 3 000 ppmv
au début du Dévonien à 1 000 ppmv à la fin, ce qui correspond à un refroidissement global d’environ 3
◦ C. Il est également intéressant de noter que
le refroidissement général du climat a pu être bénéfique au développement
des feuilles modernes, de grande taille et présentant de nombreux stomates,
favorisant la production primaire continentale au détriment de plantes plus
primitives. On peut donc suspecter l’instauration d’une rétroaction positive
entre le refroidissement et la colonisation des surfaces continentales par des
plantes toujours plus performantes.
D’autres processus peuvent être la cause d’un accroissement du piégeage
sédimentaire de CO 2 , toujours en lien avec la colonisation des continents par
les plantes continentales. En effet, l’apparition de la lignine dans les tissus
végétaux dès 410 Ma a augmenté la préservation de carbone organique en
milieu continental et sur les marges. La lignine est en effet nettement plus
réfractaire à la minéralisation que la matière organique d’origine océanique.
Cet effet n’a jamais été quantifié à ce jour, mais il semble qu’il ne devienne
efficace qu’au Carbonifère.
Enfin, la fin du Dévonien est caractérisée par un événement d’extinction de
masse, affectant surtout les milieux marins tropicaux. Cet événement a duré
approximativement 1 à 3 millions d’années, culminant à la limite FrasnienFamennien. Il s’accompagne du dépôt de sédiments anoxiques (black shales),
accompagné de deux excursions positives du δ
13 C des sédiments carbonatés.
Il a été proposé que ces événements soient la conséquence de pulses dans
la colonisation des surfaces continentales par les plantes vasculaires, l’altération accrue apportant des nutriments en supplément à l’océan et provoquant
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Paléoclimatologie
6.3.2 Le climat du Dévonien
Le Dévonien (416-3592 Ma) marque le début de la transition d’un
monde paléozoïque globalement chaud vers la glaciation majeure du PermoCarbonifère. De nombreuses perturbations biologiques s’y produisent. Même
si les premières traces de végétation apparaissent dès l’Ordovicien et si des feux
de végétation ont été observés au Silurien, le développement d’une biosphère
à tiges hautes commence dans le Dévonien inférieur. Les premières plantes
vasculaires apparaissent dès le Dévonien inférieur et explorent la dimension
verticale. Des plantes atteignant 2 à 3 mètres de hauteur ont été identifiées à
l’Eifelien (395 Ma). Les arbres, d’une hauteur de 8 à 10 m, entament la colonisation des surfaces continentales dès la fin du Givetien, avec entre autres des
fougères géantes tels l’Archeopterys et le Cladoxyopsides (385 Ma). Les vraies
forêts de grande dimension se mettent sans doute en place dans les étages
terminaux du Dévonien (Frasnien). Avec l’apparition et la généralisation des
arbres, l’altération des silicates continentaux s’est rapidement accélérée, alors
que le dégazage de la Terre solide reste à peu près constant (Berner, 2004 [1]).
Les sols se développent, les systèmes racinaires aussi, favorisant l’acidification
des eaux en contact avec les minéraux ainsi que l’accroissement du temps de
contact entre l’eau continentale et les roches silicatées. Il en résulte une diminution rapide de la pression partielle de CO 2 dans l’atmosphère, de 3 000 ppmv
au début du Dévonien à 1 000 ppmv à la fin, ce qui correspond à un refroidissement global d’environ 3
◦ C. Il est également intéressant de noter que
le refroidissement général du climat a pu être bénéfique au développement
des feuilles modernes, de grande taille et présentant de nombreux stomates,
favorisant la production primaire continentale au détriment de plantes plus
primitives. On peut donc suspecter l’instauration d’une rétroaction positive
entre le refroidissement et la colonisation des surfaces continentales par des
plantes toujours plus performantes.
D’autres processus peuvent être la cause d’un accroissement du piégeage
sédimentaire de CO 2 , toujours en lien avec la colonisation des continents par
les plantes continentales. En effet, l’apparition de la lignine dans les tissus
végétaux dès 410 Ma a augmenté la préservation de carbone organique en
milieu continental et sur les marges. La lignine est en effet nettement plus
réfractaire à la minéralisation que la matière organique d’origine océanique.
Cet effet n’a jamais été quantifié à ce jour, mais il semble qu’il ne devienne
efficace qu’au Carbonifère.
Enfin, la fin du Dévonien est caractérisée par un événement d’extinction de
masse, affectant surtout les milieux marins tropicaux. Cet événement a duré
approximativement 1 à 3 millions d’années, culminant à la limite FrasnienFamennien. Il s’accompagne du dépôt de sédiments anoxiques (black shales),
accompagné de deux excursions positives du δ
13 C des sédiments carbonatés.
Il a été proposé que ces événements soient la conséquence de pulses dans
la colonisation des surfaces continentales par les plantes vasculaires, l’altération accrue apportant des nutriments en supplément à l’océan et provoquant