“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 237 — #260
i
i
i
i
i
i
i
i
6. Les climats du Phanérozoïque
237
par accroissement de température compense le manque de précipitation, rétablissant l’équilibre entre source et puits de CO 2 . On pénètre ici dans une
époque investiguée par des modèles numériques nettement plus performants
que les modèles simples utilisés pour le Paléozoïque. L’utilisation de modèles
de circulation générale de l’atmosphère couplés à des modèles des cycles biogéochimiques permet une investigation plus fine du rôle de la paléogéographie.
Des simulations réalisées par ce type de modèle calculent qu’il y a 250 Ma
la pression de CO 2 était de 2 400 ppmv uniquement en réponse à l’assemblage
de la Pangée (Donnadieu et al., 2006 [8]) et que les températures continentales atteignaient les 19
◦ C en moyenne. À titre de comparaison, aujourd’hui,
une moyenne similaire, fortement influencée par le continent Antarctique très
froid, serait de 6,7
◦ C seulement. La fin du Permien est marquée par une excursion négative majeure du δ
13 C des carbonates marins (−3 %% pendant une
dizaine de millions d’années). Elle est interprétée comme l’indication d’une
réduction drastique de l’enfouissement de carbone organique continental en
réponse à la baisse de la productivité biosphérique, conséquence de la diminution majeure des précipitations (Berner, 2004 [1]). De plus, la fin du Permien
est marquée par une activité volcanique intense, avec la mise en place de
grandes éruptions fissurales (traps) en Sibérie. Ces trois facteurs renforcent la
tendance au réchauffement climatique dès la fin du Permien.
6.3.5 Le Mésozoïque
Les trois étages géologiques du Mésozoïque ont longtemps été considérés
comme les prototypes des climats chauds, particulièrement le Crétacé. Les
modèles numériques du type GEOCARB et tous les développements qui ont
suivi calculent en effet des pressions de CO 2 atmosphérique très élevées sur
l’ensemble du Phanérozoïque, de 4 à 10 fois la valeur actuelle, soutenues par un
fort dégazage de la Terre solide (Berner, 2004 [1]). Le seul événement marquant
était l’apparition des plantes à fleurs (angiospermes) au Crétacé, supposé
accroître encore l’efficacité de la consommation de CO 2 atmosphérique par
l’altération des silicates. En résulte une baisse sensible du CO 2 à partir de
130 millions d’années.
De nouvelles idées sur les tendances à long terme du Mésozoïque sont apparues récemment et suggèrent des changements à long terme plus importants.
Premier fait marquant (Fig. 6.8), le δ
13 C des sédiments carbonatés augmente
régulièrement d’environ 1 %%, depuis la base du Jurassique jusqu’au Miocène
moyen dans le Cénozoïque. Cette augmentation est expliquée classiquement
par un accroissement du rapport carbone organique/carbone total enfoui dans
les sédiments marins, atteignant ∼20 %, parce que la dislocation de la Pangée
accroît la surface de plates-formes disponible pour l’accumulation de carbone
organique. De nombreuses études sédimentologiques montrent un accroissement sensible de la quantité de carbone organique préservé sur les rivages de
l’océan Atlantique, au fil de son ouverture, pendant le Jurassique et le Crétacé.
i
i
i
i
i
i
i
i
6. Les climats du Phanérozoïque
237
par accroissement de température compense le manque de précipitation, rétablissant l’équilibre entre source et puits de CO 2 . On pénètre ici dans une
époque investiguée par des modèles numériques nettement plus performants
que les modèles simples utilisés pour le Paléozoïque. L’utilisation de modèles
de circulation générale de l’atmosphère couplés à des modèles des cycles biogéochimiques permet une investigation plus fine du rôle de la paléogéographie.
Des simulations réalisées par ce type de modèle calculent qu’il y a 250 Ma
la pression de CO 2 était de 2 400 ppmv uniquement en réponse à l’assemblage
de la Pangée (Donnadieu et al., 2006 [8]) et que les températures continentales atteignaient les 19
◦ C en moyenne. À titre de comparaison, aujourd’hui,
une moyenne similaire, fortement influencée par le continent Antarctique très
froid, serait de 6,7
◦ C seulement. La fin du Permien est marquée par une excursion négative majeure du δ
13 C des carbonates marins (−3 %% pendant une
dizaine de millions d’années). Elle est interprétée comme l’indication d’une
réduction drastique de l’enfouissement de carbone organique continental en
réponse à la baisse de la productivité biosphérique, conséquence de la diminution majeure des précipitations (Berner, 2004 [1]). De plus, la fin du Permien
est marquée par une activité volcanique intense, avec la mise en place de
grandes éruptions fissurales (traps) en Sibérie. Ces trois facteurs renforcent la
tendance au réchauffement climatique dès la fin du Permien.
6.3.5 Le Mésozoïque
Les trois étages géologiques du Mésozoïque ont longtemps été considérés
comme les prototypes des climats chauds, particulièrement le Crétacé. Les
modèles numériques du type GEOCARB et tous les développements qui ont
suivi calculent en effet des pressions de CO 2 atmosphérique très élevées sur
l’ensemble du Phanérozoïque, de 4 à 10 fois la valeur actuelle, soutenues par un
fort dégazage de la Terre solide (Berner, 2004 [1]). Le seul événement marquant
était l’apparition des plantes à fleurs (angiospermes) au Crétacé, supposé
accroître encore l’efficacité de la consommation de CO 2 atmosphérique par
l’altération des silicates. En résulte une baisse sensible du CO 2 à partir de
130 millions d’années.
De nouvelles idées sur les tendances à long terme du Mésozoïque sont apparues récemment et suggèrent des changements à long terme plus importants.
Premier fait marquant (Fig. 6.8), le δ
13 C des sédiments carbonatés augmente
régulièrement d’environ 1 %%, depuis la base du Jurassique jusqu’au Miocène
moyen dans le Cénozoïque. Cette augmentation est expliquée classiquement
par un accroissement du rapport carbone organique/carbone total enfoui dans
les sédiments marins, atteignant ∼20 %, parce que la dislocation de la Pangée
accroît la surface de plates-formes disponible pour l’accumulation de carbone
organique. De nombreuses études sédimentologiques montrent un accroissement sensible de la quantité de carbone organique préservé sur les rivages de
l’océan Atlantique, au fil de son ouverture, pendant le Jurassique et le Crétacé.