Reconstituer les climats passés

Un climat passé ne se mesure pas directement avec un thermomètre actuel. On étudie des archives : glace, sédiments, roches, restes biologiques et formes du paysage. Un indicateur climatique est une propriété de cette archive reliée aux conditions du milieu. Le principe d’actualisme mobilise les processus observables aujourd’hui pour interpréter les traces anciennes. Par exemple, les exigences écologiques de plantes actuelles aident à interpréter leurs pollens fossiles. Ce raisonnement suppose d’identifier correctement les organismes et de vérifier que la relation utilisée reste pertinente. Un seul fossile ou un seul dépôt ne donne pas automatiquement une température mondiale.

La profondeur fournit souvent un ordre de dépôt, mais elle n’est pas une horloge uniforme. Il faut dater les niveaux par des méthodes adaptées, estimer la résolution temporelle et rechercher des remaniements. Une moraine témoigne d’une position passée du glacier ; elle n’indique pas seule la date exacte du maximum glaciaire. Des niveaux marins anciens, des terrasses et des assemblages fauniques ou polliniques apportent d’autres informations. Des représentations d’animaux dans une grotte peuvent compléter un dossier préhistorique, mais elles reflètent aussi des choix humains. La convergence d’indices indépendants est plus robuste qu’une accumulation de documents qui utilisent tous la même hypothèse.

Les isotopes de l’oxygène ont le même nombre de protons, mais des nombres de neutrons différents. Le rapport entre 18O et 16O varie lors des changements d’état de l’eau et lors de la formation de carbonates. On exprime souvent l’écart à une référence par δ18O, en pour mille. Une valeur négative ne signifie donc pas une température négative : elle caractérise un rapport isotopique relativement à une référence. Pour convertir un signal isotopique en température, il faut une relation calibrée et des hypothèses explicites sur l’archive étudiée.

Dans les précipitations polaires, les processus de fractionnement rendent généralement la neige plus pauvre en 18O lorsque le climat est plus froid. Dans une carotte de glace, un δ18O plus négatif peut ainsi traduire un refroidissement local. Les carbonates marins enregistrent un signal différent. Leur composition dépend de la température de l’eau lors de leur formation, mais aussi du rapport isotopique de l’eau de mer. Quand de grandes calottes stockent préférentiellement de l’eau pauvre en 18O, l’océan restant est relativement enrichi en 18O. Un δ18O marin élevé peut donc refléter à la fois une eau plus froide et un volume de glace continental plus grand.

Les derniers 800 000 ans présentent plusieurs alternances glaciaires et interglaciaires. La dernière glaciation s’inscrit approximativement entre 120 000 et 11 000 ans avant le présent ; le dernier maximum glaciaire est une phase de cette glaciation, pas toute sa durée. L’Holocène correspond à l’interglaciaire actuel, commencé il y a environ 11 700 ans. Ces repères arrondis ne remplacent pas la datation d’une archive. Les changements ne sont pas simultanés ni d’amplitude identique en tout lieu. On distingue donc une tendance globale et ses manifestations régionales.

Les paramètres orbitaux modifient la répartition saisonnière et géographique de l’énergie solaire reçue : excentricité de l’orbite, obliquité de l’axe et précession. Leurs variations présentent des périodicités de l’ordre de dizaines de milliers d’années, avec une composante d’environ cent mille ans pour certaines variations de l’excentricité. L’ensoleillement estival des hautes latitudes de l’hémisphère Nord intervient dans la persistance de la neige et des glaces. La position des continents contribue à l’asymétrie entre hémisphères. Ces mécanismes ne signifient ni que le Soleil devient soudain plus puissant ni que chaque variation climatique possède une seule période exacte.

Une baisse initiale de température peut étendre la neige et les glaces. Leur albédo élevé augmente la part de rayonnement solaire réfléchie, ce qui renforce le refroidissement : c’est une rétroaction positive. Lors d’un réchauffement, la perte de glace peut amplifier la hausse de température. La solubilité du CO2 dans l’eau diminue lorsque celle-ci se réchauffe, toutes choses égales par ailleurs ; les échanges océaniques de carbone peuvent ainsi participer à l’amplification. Ils dépendent aussi de la circulation et de la biologie. D’autres mécanismes, comme l’augmentation du rayonnement infrarouge émis par une surface plus chaude, tendent à limiter la perturbation.

À l’échelle du Cénozoïque, une tendance générale au refroidissement s’observe notamment depuis environ 30 millions d’années. La baisse du CO2 atmosphérique et les modifications de circulation océanique contribuent à l’expliquer. L’altération chimique de silicates continentaux, favorisée par certaines phases de formation de reliefs, consomme du CO2 sur le long terme. Le transport d’ions vers l’océan et la sédimentation carbonatée participent au bilan. La seule dissolution d’un carbonate n’a pas le même bilan durable que l’altération d’un silicate suivie de la formation d’un carbonate.

Un bilan simplifié pour un silicate de calcium est : CaSiO3 + CO2 → CaCO3 + SiO2. Il résume plusieurs étapes d’altération et de sédimentation, et non une réaction instantanée dans une roche. Le carbone passe globalement de l’atmosphère vers un réservoir sédimentaire. À l’inverse, le dégazage volcanique et certains processus métamorphiques alimentent l’atmosphère en CO2. Ce sont les différences entre flux, cumulées dans le temps, qui modifient les réservoirs ; un flux important peut coexister avec un réservoir presque stable si les sorties compensent les entrées.

Au Crétacé, une forte activité des dorsales est associée à un apport accru de CO2 et à un climat globalement chaud. Une carte d’âges du plancher océanique permet d’estimer une vitesse d’expansion : une distance de 200 km parcourue en 10 millions d’années correspond à 2 cm/an pour le côté mesuré. Si deux flancs symétriques sont considérés, la vitesse d’ouverture totale est le double. Il faut annoncer ce que la distance représente avant le calcul. La quantité de CO2 dégazée ne se déduit cependant pas de cette vitesse seule.

Au Carbonifère-Permien, l’enfouissement de matière organique et l’altération de la chaîne hercynienne participent à une baisse du CO2 et à une glaciation importante. Les tillites, roches issues de dépôts glaciaires consolidés, constituent des indices à replacer aux paléolatitudes de l’époque. Des forêts humides proches de l’équateur peuvent coexister avec des glaces à haute latitude : ce n’est pas une contradiction. Comparer les positions actuelles des continents sans reconstitution tectonique conduirait à une mauvaise carte climatique. Les reconstructions s’améliorent en croisant roches, fossiles et données géochimiques.