Reconstituer et comprendre les variations climatiques passées

Pour commencer, il est essentiel de distinguer le climat de la météorologie.

• La météorologie décrit l'état de l'atmosphère à un instant donné et en un lieu précis (ex: il pleut aujourd'hui à Paris). C'est du court terme.
• Le climat représente l'ensemble des conditions météorologiques moyennes observées sur une longue période (au moins 30 ans) dans une région donnée (ex: le climat méditerranéen est caractérisé par des étés chauds et secs et des hivers doux et humides). C'est du long terme.

Les variations climatiques désignent les changements du climat de la Terre sur des échelles de temps allant de quelques dizaines d'années à plusieurs millions d'années. Ces variations peuvent être:

• Naturelles: dues à des phénomènes géologiques, astronomiques ou biologiques (éruptions volcaniques, variations de l'orbite terrestre, etc.).
• Anthropiques: causées par les activités humaines (émissions de gaz à effet de serre, déforestation, etc.).

Les enjeux environnementaux et sociétaux liés aux variations climatiques sont majeurs :

• Augmentation du niveau des mers.
• Modification des écosystèmes et perte de biodiversité.
• Événements météorologiques extrêmes plus fréquents et intenses (sécheresses, inondations, tempêtes).
• Impacts sur l'agriculture, la santé humaine et l'économie mondiale.

La paléoclimatologie est la science qui étudie les climats passés de la Terre. Le préfixe "paléo-" signifie "ancien". Elle cherche à reconstituer les conditions climatiques qui ont régné sur notre planète avant l'ère des mesures instrumentales directes (qui ne remontent qu'à environ 150 ans).

L'importance de la paléoclimatologie est capitale pour la compréhension du climat actuel :

• Elle nous permet de situer le réchauffement climatique actuel dans une perspective historique. Est-il sans précédent en termes de vitesse et d'ampleur ?
• Elle aide à identifier les mécanismes naturels qui ont causé les changements climatiques passés.
• Elle fournit des données pour valider et améliorer les modèles climatiques utilisés pour prédire l'avenir.

La paléoclimatologie s'intéresse à des échelles de temps géologiques très variées :

• Court terme (quelques siècles à millénaires) : par exemple, le Petit Âge Glaciaire.
• Moyen terme (dizaines à centaines de milliers d'années) : les cycles glaciaires-interglaciaires du Quaternaire.
• Long terme (millions à centaines de millions d'années) : les grandes glaciations du Précambrien ou les périodes chaudes du Crétacé.

Puisque nous n'avons pas de thermomètre pour mesurer la température il y a 10 000 ans, les paléoclimatologues utilisent des proxies climatiques (ou indicateurs indirects). Un proxy est un substitut, une donnée mesurable aujourd'hui qui nous renseigne sur un paramètre climatique du passé.

Les types d'archives qui contiennent ces proxies sont nombreux et variés :

• Archives glaciaires : carottes de glace prélevées dans les calottes polaires (Antarctique, Groenland) ou les glaciers de montagne. Elles contiennent des bulles d'air fossiles et des impuretés.
• Archives sédimentaires : sédiments marins (océans, mers) ou lacustres (lacs). Ils contiennent des restes d'organismes, des grains de pollen, des minéraux.
• Archives biologiques : cernes de croissance des arbres, coraux, pollens.
• Archives géologiques : spéléothèmes (stalagmites, stalactites), roches sédimentaires (évaporites, tillites).

Les principes de datation sont cruciaux pour placer les événements climatiques dans le temps. Sans datation, une archive ne serait qu'une simple collection de données. Nous verrons plus tard des méthodes spécifiques comme la datation radiométrique (carbone 14, uranium-thorium) ou le comptage de couches annuelles (cernes, varves).

Les carottes de glace sont des cylindres de glace prélevés par forage dans les inlandsis (calottes polaires) de l'Antarctique et du Groenland, ou dans des glaciers de haute montagne. Ce sont des archives exceptionnelles, car elles enregistrent directement l'atmosphère du passé.

La formation des glaces polaires est un processus lent et continu :

1. La neige tombe et s'accumule année après année.
2. Sous le poids des couches supérieures, la neige se compacte progressivement, se transforme en névé, puis en glace.
3. Au cours de ce processus de transformation, de petites bulles d'air de l'atmosphère sont piégées dans la glace. Ces bulles sont des échantillons de l'atmosphère ancienne.

L'analyse isotopique de l'oxygène et de l'hydrogène est une technique clé. L'eau $\text{H}_2\text{O}$ est composée d'isotopes différents :

• L'oxygène existe sous forme d'oxygène 16 (\text{^{16}O}, le plus léger et abondant) et d'oxygène 18 (\text{^{18}O}, plus lourd).
• L'hydrogène existe sous forme d'hydrogène 1 (\text{^1H}) et de deutérium (\text{^2H} ou $\text{D}$, plus lourd).

Le rapport $\delta^{18}\text{O}$ (ou $\delta\text{D}$) est une mesure de la proportion d'isotopes lourds par rapport aux isotopes légers dans un échantillon d'eau. Ce rapport est mesuré dans la glace elle-même. Comment ça marche ?

• Lorsqu'il fait froid, l'évaporation de l'eau des océans privilégie les isotopes légers (\text{^{16}O}).
• La condensation de la vapeur d'eau (qui formera la neige puis la glace) privilégie aussi les isotopes lourds.
• Plus il fait froid, plus la neige qui atteint les calottes polaires est appauvrie en isotopes lourds (\text{^{18}O} et $\text{D}$).
• Un $\delta^{18}\text{O}$ plus faible dans la glace indique une température plus froide au moment de la formation de la neige.

Grâce à l'analyse isotopique, les scientifiques peuvent établir une relation entre $\delta^{18}\text{O}$ et la température de l'atmosphère au-dessus des calottes glaciaires. Cette relation permet de reconstituer les variations de température sur des centaines de milliers d'années.

L'analyse des bulles d'air piégées dans la glace permet de mesurer directement les concentrations en $\text{CO}_2$ et $\text{CH}_4$ (méthane) de l'atmosphère passée. Ces gaz sont de puissants gaz à effet de serre. Les carottes de glace ont révélé une corrélation frappante :

• Les périodes chaudes (interglaciaires) sont associées à des concentrations élevées de $\text{CO}_2$ et $\text{CH}_4$.
• Les périodes froides (glaciaires) sont associées à des concentrations faibles de $\text{CO}_2$ et $\text{CH}_4$. Ceci a permis de mettre en évidence les cycles glaciaires-interglaciaires du Quaternaire, montrant une alternance régulière de périodes froides et chaudes sur les 800 000 dernières années.

Les sédiments marins et lacustres sont d'autres archives précieuses. Ils s'accumulent couche par couche au fond des océans et des lacs, enregistrant les conditions environnementales au fil du temps.

Ils contiennent des micro-organismes dont les coquilles ou tests sont de bons indicateurs climatiques :

• Les foraminifères : des protozoaires marins dont la composition isotopique des tests calcaires ( $\text{CaCO}_3$ ) reflète la température et la salinité de l'eau dans laquelle ils vivaient.
  • L'analyse du $\delta^{18}\text{O}$ dans leurs tests permet de reconstituer les variations de température de l'eau de mer et le volume des calottes glaciaires (car l'eau plus riche en \text{^{16}O} est piégée dans les glaciers).
• Les coccolithophoridés : des algues unicellulaires marines dont la présence et l'abondance sont liées à la température de surface de l'océan.

L'analyse isotopique du carbone et de l'oxygène dans ces microfossiles ou dans la matière organique des sédiments est fondamentale.

• Le $\delta^{13}\text{C}$ (carbone 13 par rapport au carbone 12) peut renseigner sur la productivité biologique des océans et les cycles du carbone.
• Le $\delta^{18}\text{O}$ dans les carbonates des foraminifères est un indicateur de la température de l'eau et du volume des glaces.

Le taux de sédimentation (quantité de sédiments déposés par unité de temps) peut aussi varier avec le climat, indiquant par exemple des périodes d'érosion accrue ou de moindre activité biologique.

La palynologie est l'étude des pollens fossiles. Les grains de pollen, très résistants, se conservent dans les sédiments lacustres, tourbières et Loess (dépôts éoliens) pendant des milliers, voire millions d'années.

• Chaque espèce végétale produit un pollen de forme caractéristique.
• En identifiant les pollens présents dans différentes couches sédimentaires, les palynologues peuvent reconstituer la végétation passée d'une région.

La composition de la végétation est un excellent indicateur de température et d'humidité :

• La présence de pollens d'espèces adaptées aux climats froids (ex: pins, bouleaux nains) indique une période froide.
• La présence de pollens d'espèces adaptées aux climats chauds et humides (ex: chênes, hêtres) indique une période plus tempérée.
• Les proportions relatives des différents types de pollen permettent de suivre l'évolution des paysages et du climat.

Les macrorestes végétaux (feuilles, graines, bois) trouvés dans les sédiments peuvent aussi être analysés. Leur identification et parfois leur datation directe (par carbone 14) apportent des informations complémentaires sur les espèces présentes et donc sur le climat.

La dendroclimatologie est l'étude des climats passés à partir des cernes de croissance des arbres. Le principe de la dendrochronologie est simple :

• Chaque année, un arbre produit un nouveau cerne de croissance.
• La largeur des cernes est directement influencée par les conditions climatiques de l'année (température, précipitations, ensoleillement). Un cerne large indique des conditions favorables (chaudes et humides), un cerne étroit des conditions défavorables (froid, sécheresse).
• En mesurant la largeur des cernes sur de nombreux arbres (vivants et fossiles), on peut créer des chronologies de plusieurs milliers d'années.

Cette méthode permet une reconstitution des climats sur plusieurs siècles, avec une résolution annuelle. Elle est particulièrement utile pour étudier les variations climatiques régionales à relativement court terme (Petit Âge Glaciaire, Optimum Climatique Médiéval).

Les spéléothèmes sont des concrétions carbonatées qui se forment dans les grottes (stalagmites, stalactites, colonnes). Leur formation et croissance sont liées à l'eau qui s'infiltre à travers le sol et la roche calcaire. Cette eau se charge en $\text{CO}_2$ et dissout le calcaire, puis redépose le $\text{CaCO}_3$ en arrivant dans la grotte.

• Plus l'eau s'infiltre rapidement (fortes précipitations), plus la croissance est rapide.
• La température de l'air extérieur peut influencer la composition isotopique de l'eau d'infiltration.

L'analyse isotopique de l'oxygène ($\delta^{18}\text{O}$) et du carbone ($\delta^{13}\text{C}$) dans les couches de calcite des spéléothèmes fournit des informations précieuses :

• $\delta^{18}\text{O}$ : indique les variations de température et les changements dans le régime des précipitations.
• $\delta^{13}\text{C}$ : reflète l'activité biologique du sol au-dessus de la grotte (liée à la végétation et donc au climat) et les processus de dissolution/précipitation.

Ces indicateurs permettent de reconstituer les précipitations et la température sur des dizaines à centaines de milliers d'années, avec une résolution saisonnière ou annuelle par endroits.

Pour que les archives climatiques aient un sens, il est indispensable de les dater précisément.

1. Datation radiométrique :

   • Carbone 14 (\text{^{14}C}) : Utilisée pour dater la matière organique jusqu'à environ 50 000 ans. Le \text{^{14}C} est un isotope radioactif du carbone produit dans l'atmosphère. Il est absorbé par les êtres vivants. À la mort de l'organisme, le \text{^{14}C} se désintègre à un rythme connu (demi-vie de 5 730 ans). En mesurant la quantité de \text{^{14}C} restante, on peut déterminer l'âge de l'échantillon.
   • Uranium-Thorium ($\text{U-Th}$) : Utilisée pour dater les carbonates (coraux, spéléothèmes) sur des périodes allant de quelques milliers à 500 000 ans. Elle repose sur la désintégration de l'uranium en thorium.

2. Datation par comptage :

   • Cernes de croissance des arbres : Chaque cerne correspond à une année. On peut compter les cernes pour dater.
   • Varves : Couches sédimentaires annuelles visibles dans certains sédiments lacustres, formées par des dépôts saisonniers.
   • Couches de glace : Dans les carottes de glace, les couches annuelles de neige compactée peuvent être comptées.

3. Corrélation des archives :

   • Souvent, différentes archives sont datées par des méthodes indépendantes, puis comparées et corrélées. Par exemple, un événement volcanique majeur identifié dans une carotte de glace peut être retrouvé dans des sédiments marins, ce qui permet de synchroniser les différentes archives.
   • Les inversions du champ magnétique terrestre, enregistrées dans certaines roches, peuvent servir de marqueurs chronologiques.

Le Quaternaire est la période géologique actuelle, qui a débuté il y a 2,58 millions d'années. Il est caractérisé par une alternance régulière de périodes glaciaires (froides) et interglaciaires (chaudes).

• Les cycles glaciaires-interglaciaires durent environ 100 000 ans. Sur les 800 000 dernières années, la Terre a connu 8 cycles majeurs.
• L'ampleur des variations de température est significative : la température moyenne globale était environ 5 à 6°C plus froide pendant les périodes glaciaires que pendant les interglaciaires.
• Ces variations ont eu un impact majeur sur les écosystèmes et les paysages :
  • Extension et retrait des calottes glaciaires (jusqu'à 3 km d'épaisseur).
  • Baisse du niveau marin (jusqu'à 120 mètres en période glaciaire).
  • Déplacement des zones climatiques et des biomes (forêts remplacées par des steppes, etc.).
  • Modifications des courants océaniques.

Le dernier maximum glaciaire (DMG) est la période la plus froide du dernier cycle glaciaire. Il a eu lieu il y a environ 21 000 ans.

• L'extension des calottes glaciaires était maximale : l'Amérique du Nord et l'Europe du Nord étaient recouvertes d'épaisses couches de glace.
• La baisse du niveau marin était d'environ 120 mètres par rapport au niveau actuel, exposant de vastes zones continentales (ex: la Béringie, pont terrestre entre l'Asie et l'Amérique).
• Les conditions climatiques extrêmes régnaient :
  • Températures moyennes globales 5 à 6°C plus basses.
  • Atmosphère plus sèche et plus poussiéreuse.
  • Végétation de toundra et de steppe froide dans de nombreuses régions.

Après le DMG, la Terre est entrée dans une phase de réchauffement naturel, marquant la fin de la dernière période glaciaire.

• La fonte des glaces a entraîné une remontée du niveau marin progressive jusqu'à atteindre le niveau actuel il y a environ 6 000 ans.
• L'Holocène est l'époque géologique actuelle, qui a commencé il y a environ 11 700 ans. Il est caractérisé par une relative stabilisation du climat globalement chaud et humide, ce qui a permis le développement des civilisations humaines.
• Cependant, l'Holocène n'a pas été parfaitement stable. Il a connu des variations climatiques régionales :
  • Optimum climatique médiéval (vers l'an 900-1300) : période de températures relativement douces en Europe et en Atlantique Nord, permettant par exemple l'expansion viking au Groenland.
  • Petit Âge Glaciaire (vers l'an 1300-1850) : période de refroidissement relatif en Europe et en Amérique du Nord, marquée par des hivers rigoureux, l'avancée des glaciers et des récoltes difficiles.

Les cycles de Milankovitch sont des variations périodiques des paramètres orbitaux et axiaux de la Terre qui influencent la quantité et la distribution de l'énergie solaire reçue par la planète (insolation). Ils sont considérés comme le moteur principal des cycles glaciaires-interglaciaires du Quaternaire.

Il existe trois paramètres principaux :

1. L'excentricité de l'orbite terrestre : La forme de l'orbite de la Terre autour du Soleil varie d'un cercle (faible excentricité) à une ellipse (forte excentricité) sur une période d'environ 100 000 ans. Une orbite plus elliptique entraîne des variations plus importantes de distance Terre-Soleil au cours de l'année, et donc des variations d'insolation.
2. L'obliquité de l'axe de rotation : L'inclinaison de l'axe de rotation de la Terre par rapport à son orbite varie entre 22,1° et 24,5° sur une période d'environ 41 000 ans.
   • Une inclinaison plus forte (grande obliquité) accentue les saisons (étés plus chauds, hivers plus froids).
   • Une inclinaison plus faible (faible obliquité) atténue les saisons (étés plus frais, hivers plus doux). C'est particulièrement important pour l'initiation des glaciations, car des étés frais aux hautes latitudes empêchent la fonte complète de la neige et favorisent l'accumulation de glace.
3. La précession des équinoxes : L'axe de rotation de la Terre "oscille" comme une toupie sur une période d'environ 23 000 ans. Cela modifie le moment de l'année où la Terre est au plus près (périhélie) ou au plus loin (aphélie) du Soleil. Cela a un impact sur l'intensité saisonnière des hémisphères.

L'impact sur l'insolation (quantité de rayonnement solaire reçue) est principalement ressenti aux hautes latitudes et est crucial pour le déclenchement des glaciations (moins d'insolation estivale aux hautes latitudes de l'hémisphère Nord favorise l'accumulation de neige).

Les gaz à effet de serre (GES) sont des gaz présents dans l'atmosphère qui absorbent une partie du rayonnement infrarouge émis par la Terre, contribuant ainsi à réchauffer l'atmosphère. Sans eux, la température moyenne de la Terre serait d'environ -18°C. Les principaux GES naturels sont :

• Le dioxyde de carbone ($\text{CO}_2$)
• Le méthane ($\text{CH}_4$)
• La vapeur d'eau ($\text{H}_2\text{O}$), le plus puissant et abondant des GES naturels.

Les variations naturelles des concentrations de ces GES jouent un rôle crucial dans l'amplification des variations climatiques initiées par les cycles de Milankovitch.

• Par exemple, une légère baisse d'insolation due à Milankovitch peut entraîner un léger refroidissement. Ce refroidissement favorise la dissolution du $\text{CO}_2$ dans les océans (les gaz sont plus solubles dans l'eau froide) et réduit l'activité biologique, ce qui fait baisser les concentrations atmosphériques de $\text{CO}_2$. Cette baisse de $\text{CO}_2$ amplifie le refroidissement initial (boucle de rétroaction positive).
• Inversement, un réchauffement initial peut libérer du $\text{CO}_2$ des océans et du méthane des zones humides, amplifiant le réchauffement.

Ces rétroactions positives et négatives sont des mécanismes complexes qui régulent le climat terrestre.

1. Volcanisme :

   • Les éruptions volcaniques majeures peuvent injecter de grandes quantités d'aérosols (particules fines et gouttelettes d'acide sulfurique) dans la stratosphère. Ces aérosols réfléchissent le rayonnement solaire, entraînant un refroidissement temporaire de la surface terrestre (ex: éruption du Pinatubo en 1991, refroidissement global de ~0,5°C pendant 1 à 2 ans).
   • Les volcans émettent aussi des gaz à effet de serre ($\text{CO}_2$), mais sur le long terme, l'impact est généralement faible comparé aux processus géologiques globaux.

2. Activité solaire :

   • La quantité d'énergie émise par le Soleil (irradiance solaire) varie légèrement sur des cycles d'environ 11 ans. Ces variations sont généralement trop faibles pour expliquer les grandes variations climatiques passées.
   • Cependant, certaines périodes de faible activité solaire prolongée (ex: Minimum de Maunder pendant le Petit Âge Glaciaire) ont pu contribuer à des refroidissements régionaux, mais leur rôle reste débattu.

3. Courants océaniques :

   • Les courants océaniques redistribuent la chaleur sur la planète. Par exemple, le Gulf Stream transporte de la chaleur des tropiques vers l'Europe.
   • Des changements dans la circulation des courants océaniques (par exemple, liés à la fonte massive des glaces qui dilue l'eau de mer et perturbe la circulation thermohaline) peuvent entraîner des changements climatiques régionaux importants, voire globaux.

L'étude des paléoclimats est essentielle pour mettre en perspective le changement climatique actuel.

• Vitesse et ampleur du réchauffement actuel : Les données des carottes de glace montrent que l'augmentation actuelle des températures et des concentrations de gaz à effet de serre est sans précédent dans l'histoire récente (au moins les 800 000 dernières années). Le réchauffement actuel est beaucoup plus rapide que les phases de réchauffement interglaciaire naturelles.
• Concentrations de gaz à effet de serre : Les niveaux actuels de $\text{CO}_2$ (plus de 420 ppm) et de $\text{CH}_4$ sont bien supérieurs à tout ce qui a été observé dans les archives glaciaires durant les cycles glaciaires-interglaciaires. Ils dépassent largement la variabilité naturelle.
• Analyse des tendances : Les données paléoclimatiques montrent que les variations naturelles du climat sont généralement plus lentes et que l'échelle du changement actuel est exceptionnelle.

Les preuves scientifiques sont accablantes : le réchauffement climatique observé depuis le début de l'ère industrielle est principalement dû à l'activité humaine. C'est ce qu'on appelle le réchauffement anthropique.

• Émissions anthropiques de GES : La combustion des énergies fossiles (charbon, pétrole, gaz) pour l'industrie, les transports et la production d'énergie, ainsi que l'agriculture (élevage, riziculture pour le $\text{CH}_4$, engrais pour le $\text{N}_2\text{O}$), libèrent d'énormes quantités de $\text{CO}_2$, $\text{CH}_4$ et autres GES dans l'atmosphère.
• Déforestation : La destruction des forêts (puits de carbone) pour l'agriculture ou l'urbanisation réduit la capacité de la planète à absorber le $\text{CO}_2$ atmosphérique.
• Preuves scientifiques du réchauffement anthropique :
  • La corrélation entre l'augmentation des GES et l'augmentation des températures.
  • La signature isotopique du carbone atmosphérique qui indique une origine fossile (moins de \text{^{13}C}).
  • Les modèles climatiques qui ne peuvent reproduire le réchauffement observé sans inclure les émissions anthropiques.

Les modèles climatiques sont des outils informatiques complexes qui simulent le système climatique terrestre (atmosphère, océans, glaces, terres émergées) en se basant sur les lois de la physique.

• Principes des modèles climatiques : Ils divisent la Terre en une grille de cellules et calculent les échanges d'énergie et de matière entre ces cellules en fonction de paramètres comme la radiation solaire, la composition atmosphérique, les courants océaniques, etc.
• Projections des températures et du niveau marin : Ces modèles sont utilisés pour projeter l'évolution future du climat en fonction de différents scénarios d'émissions de gaz à effet de serre (appelés RCP ou SSP). Ces scénarios vont du plus optimiste (réduction drastique des émissions) au plus pessimiste (augmentation continue des émissions). Ils prévoient une augmentation significative des températures moyennes globales et du niveau marin au cours du XXIe siècle.
• Incertitudes et limites des modèles : Malgré leur sophistication, les modèles présentent des incertitudes, notamment dues à la complexité de certains processus (formation des nuages, rétroactions du cycle du carbone) et à la difficulté de prévoir les émissions futures. Cependant, la tendance générale au réchauffement est robuste à travers tous les modèles et scénarios. Les modèles sont validés en partie en leur faisant simuler des climats passés. S'ils sont capables de reproduire les climats connus, on peut avoir plus confiance en leurs projections futures.