Outils employés pour les reconstitutions climatiques récentes
Outils employés pour les reconstitutions climatiques récentes
Lorsque l’on parle de reconstitution climatique récente, on parle des 800 000 dernières années sur Terre. On utilise quelques outils principaux pour reconstituer les climats de la Terre : l’étude des carottes glaciaires, des fossiles et des pollens.
I. Les carottes glaciaires
Les carottes glaciaires sont de longs échantillons que l’on prélève au niveau des calottes polaires, qui nous renseignent sur la composition des glaces très anciennes. En effet, les glaces s’accumulent au fur et à mesure du temps, donc plus on creuse profondément, plus la glace est ancienne. On étudie ensuite la composition de cette glace, constituée principalement d’eau.
Pour l’étudier, on a besoin d’un outil qui est le $delta^{18} O_{éch}$ de l’échantillon. Sa formule est la suivante :
$delta^{18} O_{éch} = dfrac{(dfrac{^{18}O}{^{16}O})_{éch}-(dfrac{^{18}O}{^{16}O})_{réf}}{(dfrac{^{18}O}{^{16}O})_{réf}} times 1000$
Il existe deux isotopes de l’oxygène : l’oxygène 18, le plus lourd, et l’oxygène 16, plus léger. Ces deux isotopes ont des propriétés physico-chimiques très proches, mais en ce qui concerne le cycle de l’eau, ils ont un comportement un petit peu différent.
Dans cet outil du $delta^{18} O_{éch}$, on compare le rapport des quantités $^{18}O$ et $^{16}O$ dans un échantillon qu’on étudie, au même rapport dans un échantillon de référence. Cet outil va être utilisé pour avoir accès aux reconstitutions de climats du passé.
A. Composition des glaces
Dans le cycle de l’eau, on sait que l’eau s’évapore principalement au niveau de l’équateur, puis retombe sous forme de précipitations ou sous forme de glace au niveau des pôles, où l’on étudie la composition de la glace. Au niveau de l’équateur et au moment de l’évaporation, le $^{16}O$ étant légèrement plus léger que le $^{18}O$, il s’évapore plus facilement. La composition des masses d’air au niveau de l’équateur sera un petit peu plus riche en $^{16}O$ et moins riche en $^{18}O$ que l’eau des océans qui est notre référence quand on étudie le $delta^{18} O_{éch}$ des glaces. Lorsque les masses d’air se déplacent, les précipitations appauvrissent peu à peu le nuage en oxygène par le biais de la pluie. L’oxygène 18 a tendance, étant plus lourd, à retomber préférentiellement par rapport à l’oxygène 16. Autrement dit, plus le nuage se déplace, plus il est pauvre en quantité de $^{18}O$ et un peu moins pauvre en $^{16}O$.
De l’équateur vers les pôles, le $delta^{18} O_{éch}$ est de plus en plus négatif. En effet, au niveau de l’évaporation, comme le $^{16}O$ s’évapore plus facilement que le $^{18}O$, le rapport $(dfrac{^{18}O}{^{16}O})_{éch}$ est négatif par rapport à la référence qui est l’eau des océans. Plus le nuage se déplace, plus les précipitations sont riches en $^{18}O$ par rapport au $^{16}O$ et donc plus ce $delta^{18} O_{éch}$ est négatif. Au niveau des pôles, les précipitations présentent une glace dont le $delta^{18} O_{éch}$ est très négatif par rapport aux précipitations que l’on peut avoir ailleurs.
Tout cela a un rapport avec le climat puisqu’en fonction du climat froid ou chaud, l’évaporation n’est pas la même. Un climat froid présente peu d’évaporation au niveau équatorial donc quasiment pas de $^{18}O$. Au niveau des précipitations plus loin dans le cycle de l’eau, il n’y a quasiment pas de $^{18}O$ non plus. En revanche, quand il fait plus chaud, l’évaporation est plus forte, il y a donc plus de $^{18}O$ dans les précipitations. Au niveau du $delta^{18} O_{éch}$, plus il fait froid, plus ce rapport est négatif dans les glaces. Autrement dit, les géologues analysent le $delta^{18} O_{éch}$ des différents échantillons et sont capables de dire si on était dans une période chaude ou plutôt froide.
B. Composition des bulles d’air
Quand on récupère des carottes de glace, on essaie aussi d’identifier, de trouver et d’analyser les bulles d’air emprisonnées dans la glace. En effet, lorsque la glace se tasse au fur à mesure des années, des petites bulles d’air sont piégées et conservées pendant des dizaines ou des centaines de milliers d’années. Lorsque l’on récupère la carotte de glace, on isole les bulles d’air et la glace. Ces bulles d’air reflètent la composition atmosphérique de l’époque. Par exemple, on a pu montrer que sur les 800 000 dernières années, la quantité de dioxyde de carbone atmosphérique a varié entre 180 et 300 ppm environ (ppm signifie partie par million : il y a une molécule de dioxyde de carbone dans un million d’autres molécules atmosphériques). Par comparaison, aujourd’hui, la quantité de dioxyde de carbone atmosphérique est d’environ 391 ppm. Autre exemple, le méthane a varié sur les 800 000 dernières années entre 0,3 et 0,8 ppm alors qu’aujourd’hui il est à presque 18 ppm.
II. Les fossiles
Le deuxième outil important pour reconstituer les climats récents est le fossile qui représente les restes ou les traces d’êtres vivants.
A. δ 18O des foraminifères
Les premiers fossiles utilisés sont les restes de coquilles calcaires que l’on trouve dans les sédiments du domaine océanique. On retrouve en effet des tests, c’est-à-dire des coquilles de tout petits éléments vivants qui sont des foraminifères. Ces foraminifères vivent dans l’eau et construisent leur test calcaire en utilisant notamment l’eau de mer. Autrement dit, ils utilisent eux aussi de l’oxygène issu de l’eau de mer sous forme de $^{18}O$ ou de $^{16}O$. On peut donc définir le $delta^{18} O$ du test, c’est-à-dire de la coquille des foraminifères. Ce $delta^{18} O$ indique la quantité de glace présent au pôle au moment où le foraminifère donné a construit sa coquille. En effet, plus il fait froid, plus le $delta^{18} O$ dans l’eau océanique augmente. Comme le foraminifère utilise cette eau pour construire sa coquille, le $delta^{18} O$ augmente aussi. Inversement, plus il fait chaud, plus le $delta^{18} O$ de l’eau de l’océan diminue et plus le $delta^{18} O$ des coquilles diminue également.
B. Les pollens
Les derniers outils en domaine continental pour la reconstitution climatique sont les pollens récupérés, par exemple, dans des amas végétaux conservés pendant plusieurs dizaines voire plusieurs centaines de milliers d’années. Les pollens sont des petites structures reproductrices végétales, très rigides et solides et ils se conservent très bien pendant très longtemps. Lorsque l’on récupère du pollen dans des échantillons végétaux, on peut identifier à quelle espèce végétale ils appartiennent et on peut ainsi reconstituer ce que l’on appelle des diagrammes polliniques, c’est-à-dire une vision des associations végétales, donc des différentes espèces qui composent la flore d’une époque en particulier. En fonction des associations végétales à un endroit donné et à un moment donné, on est capable de dire quel temps, donc quel climat il faisait à ce moment-là.
Facteurs à l'origine des variations climatiques récentes
Les variations climatiques récentes correspondent aux modifications du climat de la Terre des 800 000 dernières années. On voit ici quels sont les paramètres qui ont fait varier ce climat au cours de ce laps de temps.
I. Les paramètres orbitaux
Le premier paramètre étudié est la variation des paramètres orbitaux de la Terre.
On sait que la Terre tourne autour du Soleil et que cette orbite peut varier entre une forme circulaire et une forme elliptique. On appelle excentricité l’éloignement de l’orbite de la Terre par rapport à cette orbite de référence qui est l’orbite circulaire. Lorsque la Terre a une orbite complètement circulaire, l’excentricité est nulle, sinon elle est non nulle. On observe que cette orbite varie entre ces deux positions extrêmes avec une périodicité d’environ 100 000 ans.
Par ailleurs, la Terre tourne sur elle-même, autour d’un axe qui lui-même est incliné par rapport au plan.Cet éloignement de la verticale s’appelle l’obliquité de l’axe de rotation de la Terre et l’angle de cette obliquité varie entre 22 et 25° avec une périodicité de 41 000 ans.
Enfin, cet axe d’obliquité tourne également sur lui-même : ce qu’on appelle la précession des équinoxes, un tour est effectué en environ 20 000 ans.
Ces trois paramètres font donc varier dans le temps la quantité d’énergie solaire reçue par la Terre. Cette influence d’énergie solaire modifie légèrement le climat au fur et à mesure du temps. Cependant, on considère que l’influence des paramètres orbitaux n’est pas énorme sur le climat terrestre étant donné qu’elle fait varier la température moyenne terrestre d’environ un demi-degré. Les paramètres orbitaux influencent le climat terrestre mais ce ne sont pas les seuls facteurs impliqués.
II. L’effet de serre
L’effet de serre est un des paramètres qui influence le plus le climat terrestre. Il s’agit du réchauffement de la Terre par un réchauffement atmosphérique dû au piégeage d’une certaine énergie terrestre.
Le Soleil envoie un rayonnement à la Terre qui vient réchauffer la surface. Ce rayonnement se décompose en différents types de rayons : les rayons visibles, les ultraviolets, les infrarouges, etc. Une partie de ces rayons n’atteint pas la surface de la Terre, notamment la majorité des ultraviolets, absorbés par la couche d’ozone de notre atmosphère.
Cette couche protège les êtres vivants de ce genre de rayons nocifs. Par ailleurs, une partie des rayons solaires est réfléchie directement par la partie supérieure de l’atmosphère et n’atteint jamais la surface de la Terre. Le reste atteint la surface de la Terre et la réchauffe. La Terre absorbe le rayonnement solaire et émet à son tour d’autres rayons, une chaleur sous forme de rayons infrarouges. Ces rayons repartent pour une partie dans l’espace mais une autre partie relativement importante reste bloquée, piégée, absorbée par les gaz à effet de serre (GES).
Les principaux GES sont le dioxyde de carbone, la vapeur d’eau, mais aussi le méthane par exemple. L’effet de serre est en quelque sorte bénéfique à la Terre puisque s’il n’y avait pas de dioxyde de carbone dans l’atmosphère, alors la température moyenne de la Terre serait proche de -20°C. L’apparition de l’effet de serre dans l’histoire de la Terre a permis l’apparition de la vie.
Actuellement, la température moyenne de la terre avec la composition actuelle de l’atmosphère est autour de 15°C. Plus la quantité de gaz à effet de serre augmente, plus la quantité de rayons infrarouges piégée dans l’atmosphère augmente et donc plus la température moyenne augmente. L’effet de serre est donc un facteur majeur de variation du climat terrestre.
III. La solubilité du dioxyde de carbone dans les océans
Un troisième facteur est la solubilité du dioxyde de carbone dans les océans. En effet, plus la température des eaux océaniques augmente, moins le dioxyde de carbone y est soluble. Or, on sait que les océans sont un piège important à dioxyde de carbone. Plus la planète se réchauffe, plus le dioxyde de carbone stocké, piégé ou conservé dans les eaux océaniques a tendance à repasser dans l’atmosphère. Or, s’il y a plus de dioxyde de carbone qui repasse dans l’atmosphère, l’effet de serre est amplifié.
IV. Les variations de l’englacement aux pôles
Les derniers facteurs sont les variations de l’englacement aux pôles. On définit l’albédo comme le rapport entre la quantité d’énergie réfléchie par une surface et la quantité d’énergie reçue par cette surface. L’albédo moyen de la Terre en dehors des glaces est d’environ 20 %. Cet albédo est fort pour des zones enneigées ou englacées (donc au niveau des pôles) puisque cette surface blanche réfléchit beaucoup d’énergie solaire et en absorbe peu, elle a donc tendance à peu se réchauffer. Au contraire, dans les zones océaniques ou dans les zones de forêt, la quantité d’énergie réfléchie est moins importante que la quantité d’énergie absorbée : l’albédo est plus faible.
L’albédo est donc un facteur qui amplifie les variations climatiques, au même titre que la solubilité du dioxyde de carbone dans les océans et l’effet de serre.