Quaternaire, isotopes de l'oxygène et cycle du carbone

Les archives du climat passé

Pour connaître un climat disparu, on cherche des indicateurs (ou proxies) : des traces conservées dans les glaces, les sédiments ou les sols, dont la composition dépend de la température.

Le $\delta^{18}O$ des glaces polaires. L'oxygène existe sous deux isotopes principaux : ${}^{16}O$ (léger, très majoritaire) et ${}^{18}O$ (plus lourd). Les molécules d'eau $\mathrm{H_2{}^{16}O}$ s'évaporent plus facilement que $\mathrm{H_2{}^{18}O}$, et ces dernières se condensent plus facilement. Une masse d'air qui migre de l'océan vers les pôles se refroidit, perd en route ses molécules lourdes par les précipitations et arrive donc appauvrie en ${}^{18}O$.

On mesure le rapport isotopique par rapport à un standard :

Dans une carotte de glace (par exemple à Dôme C, en Antarctique), plus le $\delta^{18}O$ est négatif, plus la neige s'est formée par temps froid.

Le $\delta^{18}O$ des foraminifères. Ces organismes marins fabriquent leur coquille en carbonate de calcium avec l'oxygène de l'eau de mer. En période glaciaire, l'eau légère est piégée dans les calottes : l'océan s'enrichit en ${}^{18}O$ et les coquilles aussi. Un $\delta^{18}O$ marin élevé indique donc une période glaciaire, avec un niveau marin plus bas.

Les bulles d'air emprisonnées dans la glace donnent directement la teneur passée en $\mathrm{CO_2}$ et en méthane de l'atmosphère.

Les pollens conservés dans les tourbières ou les lacs (par exemple dans le Massif central) renseignent sur la végétation : herbacées et pins en climat froid et sec, chênes et noisetiers en climat tempéré.

Le Quaternaire : glaciations et paramètres de Milankovitch

Le Quaternaire couvre les 2,6 derniers Ma. Aujourd'hui, un réchauffement d'environ 1 °C en 150 ans est corrélé à la perturbation du cycle du carbone par les activités humaines : pour comprendre ce changement, on le compare aux variations passées, en croisant plusieurs indices qui convergent. Sur les 800 000 dernières années, les carottes de glace et les sédiments marins montrent une alternance de périodes glaciaires (longues) et de courtes périodes interglaciaires (≈ 10 000 ans), avec une périodicité d'environ 100 000 ans. La dernière glaciation s'étend d'environ −120 000 ans à −11 000 ans, avec un dernier maximum glaciaire vers −20 000 ans. Le $\delta^{18}O$ sert de thermomètre isotopique pour repérer ces alternances. Nous vivons dans un interglaciaire.

Le déclencheur est astronomique. Le mathématicien Milutin Milanković a montré que trois paramètres de l'orbite de la Terre varient de façon périodique et modifient la répartition de l'énergie solaire reçue selon les latitudes et les saisons :

Ces variations modifient très peu l'énergie annuelle totale reçue, mais beaucoup l'insolation d'été aux hautes latitudes de l'hémisphère nord. Quand elle est faible, la neige de l'hiver ne fond pas entièrement et les calottes grandissent.

Rétroactions et corrélation CO₂-température

Les variations d'insolation sont faibles. Pourtant les écarts de température observés sont grands (environ 8 °C en Antarctique). Le signal est amplifié par des rétroactions positives, c'est-à-dire des effets qui renforcent la cause initiale. C'est aussi ce qui explique la périodicité d'environ 100 000 ans : la variation d'insolation liée à l'excentricité est très faible, mais les rétroactions (albédo, CO₂) amplifient fortement ce petit signal, jusqu'à produire le cycle glaciaire-interglaciaire dominant. L'analyse en fréquences du $\delta^{18}O$ retrouve les périodes de 100 000, 41 000 et 23 000 ans, ce qui confirme la théorie de Milankovitch.

• Albédo. Quand la glace et la neige s'étendent, la surface réfléchit davantage la lumière solaire. La Terre absorbe moins d'énergie, se refroidit, et la glace s'étend encore.

• CO₂ océanique. L'eau froide dissout davantage de $\mathrm{CO_2}$. Un océan qui se refroidit en absorbe plus : l'effet de serre diminue, ce qui refroidit encore. Inversement, le réchauffement libère du $\mathrm{CO_2}$ et accentue le réchauffement.

Les bulles d'air des carottes de glace montrent une forte corrélation entre la teneur en $\mathrm{CO_2}$ (≈ 190 ppm en glaciaire, ≈ 280 ppm en interglaciaire) et la température. Mais une corrélation ne prouve pas une causalité : ici, la température change d'abord sous l'effet de l'orbite, puis le $\mathrm{CO_2}$ amplifie le changement. Les deux s'influencent mutuellement.

Le cycle géologique du carbone et les climats anciens

Sur des millions d'années, le climat dépend du cycle géologique du carbone. Le carbone circule entre plusieurs réservoirs : l'atmosphère, l'océan, la biosphère, les roches carbonatées (calcaires), la matière organique fossile (charbon, pétrole) et les roches silicatées.

Flux entrant dans l'atmosphère : volcanisme et dorsales (dégazage du $\mathrm{CO_2}$) ; combustion et érosion de la matière organique ; respiration et décomposition.

Flux sortant de l'atmosphère : altération des silicates (consomme du $\mathrm{CO_2}$) ; photosynthèse puis enfouissement de matière organique ; précipitation des carbonates dans l'océan.

Altération des silicates et boucle stabilisatrice. L'altération consomme du $\mathrm{CO_2}$ :

Les ions bicarbonate sont emportés par les rivières vers l'océan, où ils précipitent en carbonates ($\mathrm{CaCO_3}$) : le carbone est stocké dans des roches. Cette altération est plus forte quand il fait chaud et humide. Si le $\mathrm{CO_2}$ augmente, le climat se réchauffe, l'altération s'accélère et retire du $\mathrm{CO_2}$ : c'est une rétroaction négative, donc stabilisatrice, mais lente (des millions d'années). Une chaîne de montagnes comme l'Himalaya (collision Inde-Asie au Cénozoïque) expose de grandes surfaces de roches fraîches et fortement arrosées : elle accentue l'altération, diminue le $\mathrm{CO_2}$ et contribue au refroidissement cénozoïque.

Deux exemples anciens :

• Crétacé (il y a 90 Ma). Une intense activité des dorsales et du volcanisme rejette beaucoup de $\mathrm{CO_2}$. Le climat est plus chaud de 6 à 10 °C qu'aujourd'hui, sans calottes polaires. Les craies (comme à Étretat) témoignent de mers chaudes.

• Carbonifère-Permien. De vastes forêts (comme celles qui ont formé les charbons de Montceau-les-Mines) enfouissent beaucoup de matière organique. Le carbone est soustrait de l'atmosphère, l'effet de serre diminue et une glaciation s'installe, attestée par des tillites.

Indices utilisés : charbons (climat chaud et humide), tillites et stries glaciaires (glaciation), paléoceintures de végétation et de roches (évaporites, bauxites), fossiles (coraux, plantes) et $\delta^{18}O$.

Retour au début : on reconstitue les climats passés grâce aux $\delta^{18}O$, aux bulles d'air et aux pollens, et la glaciation de la vallée de Chamonix s'explique par l'orbite terrestre amplifiée par l'albédo et le $\mathrm{CO_2}$.

L'essentiel