“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 242 — #265
i
i
i
i
i
i
i
i
242
Paléoclimatologie
est celle d’une transition de climat plus chaud du Crétacé, caractérisé par
l’absence de calottes polaires, vers le climat glaciaire actuel.
L’étage le plus ancien du Cénozoïque (Paléocène) est caractérisé par un
climat semblable à celui de la fin du Crétacé. La première rupture avec le
Mésozoïque se situe à la transition Paléocène-Éocène (55,8 Ma). D’une part,
cette transition est marquée par un réchauffement climatique extrêmement
intense. Les eaux profondes de l’océan se réchauffent d’environ 5 à 7
◦ C en
réponse au réchauffement global et à une réorganisation de la circulation océanique. De même, les eaux de surface se réchauffent de 8
◦ C. Ce réchauffement,
probablement renforcé par une déstabilisation d’hydrates de méthane dans les
sédiments (McInerney et Wing, 2011 [19]) est de courte durée, s’étalant sur
200 000 ans à peine.
Cet épisode bref est suivi par l’optimum climatique de l’Éocène, qui dure
environ 5 millions d’années. Dès l’entrée dans l’Éocène moyen, le climat commence à se refroidir globalement, menant à l’apparition de petites calottes
éphémères qui se développent sur l’Antarctique dans le dernier étage de l’Éocène (Zachos et al., 2008 [30]). C’est à la transition Éocène-Oligocène (34 Ma)
qu’un pulse climatique froid très net se fait ressentir. Les données δ
18 O obtenues sur des foraminifères benthiques montrent un refroidissement des eaux
profondes d’environ 4
◦ C. Une calotte antarctique permanente fait son apparition (Zachos et al., 2008 [30]).
Le second pas vers un refroidissement global se produit à la limite
Oligocène-Miocène. Mais cet épisode froid est suivi de l’optimum climatique
du Miocène, entre 24 et 15 Ma. Ce dernier est particulièrement problématique, car la pression de CO 2 atmosphérique devait être basse, aux alentours
de la valeur actuelle, voire plus basse, comprise entre 200 à 300 ppmv d’après
les données de δ
11 B et de δ
13 C sur alcénones. Les raisons de cet optimum
climatique restent à ce jour obscures.
Par contre, dès 15 Ma, le climat se refroidit rapidement, la calotte estantarctique se développe. La dernière étape du refroidissement, il y a 5 Ma,
sera marquée par la mise en place de la calotte ouest-antarctique.
Les raisons de ce refroidissement sont toujours discutées. Deux théories
s’opposent. Selon l’une, l’évolution climatique du Cénozoïque serait en grande
partie pilotée par l’ouverture de passages océaniques clés et la fermeture
d’autres. Selon l’autre, c’est le niveau de CO 2 en baisse qui serait le responsable de ce refroidissement. Dès 50 Ma, des bassins océaniques commencent
à se mettre en place dans la zone du passage de Drake, permettant la circulation d’eaux peu profondes entre les océan Atlantique et Pacifique. Vers
41 Ma, des analyses isotopiques du Néodyme dans les sédiments profonds indiquent que le flux d’échanges entre les bassins océaniques s’intensifie autour
de l’Antarctique (Scher et Martin, 2006 [26]). Il y a 34 Ma, l’intensification
de taux d’expansion des fonds marins au niveau du passage de Drake et du
passage de Tasmanie permet l’établissement du courant circumpolaire antarc-
i
i
i
i
i
i
i
i
242
Paléoclimatologie
est celle d’une transition de climat plus chaud du Crétacé, caractérisé par
l’absence de calottes polaires, vers le climat glaciaire actuel.
L’étage le plus ancien du Cénozoïque (Paléocène) est caractérisé par un
climat semblable à celui de la fin du Crétacé. La première rupture avec le
Mésozoïque se situe à la transition Paléocène-Éocène (55,8 Ma). D’une part,
cette transition est marquée par un réchauffement climatique extrêmement
intense. Les eaux profondes de l’océan se réchauffent d’environ 5 à 7
◦ C en
réponse au réchauffement global et à une réorganisation de la circulation océanique. De même, les eaux de surface se réchauffent de 8
◦ C. Ce réchauffement,
probablement renforcé par une déstabilisation d’hydrates de méthane dans les
sédiments (McInerney et Wing, 2011 [19]) est de courte durée, s’étalant sur
200 000 ans à peine.
Cet épisode bref est suivi par l’optimum climatique de l’Éocène, qui dure
environ 5 millions d’années. Dès l’entrée dans l’Éocène moyen, le climat commence à se refroidir globalement, menant à l’apparition de petites calottes
éphémères qui se développent sur l’Antarctique dans le dernier étage de l’Éocène (Zachos et al., 2008 [30]). C’est à la transition Éocène-Oligocène (34 Ma)
qu’un pulse climatique froid très net se fait ressentir. Les données δ
18 O obtenues sur des foraminifères benthiques montrent un refroidissement des eaux
profondes d’environ 4
◦ C. Une calotte antarctique permanente fait son apparition (Zachos et al., 2008 [30]).
Le second pas vers un refroidissement global se produit à la limite
Oligocène-Miocène. Mais cet épisode froid est suivi de l’optimum climatique
du Miocène, entre 24 et 15 Ma. Ce dernier est particulièrement problématique, car la pression de CO 2 atmosphérique devait être basse, aux alentours
de la valeur actuelle, voire plus basse, comprise entre 200 à 300 ppmv d’après
les données de δ
11 B et de δ
13 C sur alcénones. Les raisons de cet optimum
climatique restent à ce jour obscures.
Par contre, dès 15 Ma, le climat se refroidit rapidement, la calotte estantarctique se développe. La dernière étape du refroidissement, il y a 5 Ma,
sera marquée par la mise en place de la calotte ouest-antarctique.
Les raisons de ce refroidissement sont toujours discutées. Deux théories
s’opposent. Selon l’une, l’évolution climatique du Cénozoïque serait en grande
partie pilotée par l’ouverture de passages océaniques clés et la fermeture
d’autres. Selon l’autre, c’est le niveau de CO 2 en baisse qui serait le responsable de ce refroidissement. Dès 50 Ma, des bassins océaniques commencent
à se mettre en place dans la zone du passage de Drake, permettant la circulation d’eaux peu profondes entre les océan Atlantique et Pacifique. Vers
41 Ma, des analyses isotopiques du Néodyme dans les sédiments profonds indiquent que le flux d’échanges entre les bassins océaniques s’intensifie autour
de l’Antarctique (Scher et Martin, 2006 [26]). Il y a 34 Ma, l’intensification
de taux d’expansion des fonds marins au niveau du passage de Drake et du
passage de Tasmanie permet l’établissement du courant circumpolaire antarc-