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Le climat de la terre

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Yves Fouquart

4. Le contexte historique : la paléoclimatologie

Texte intégral

1La première question qui se pose est de savoir comment se situe ce réchauffement dans l’histoire de la planète. Est-il unique ou la Terre a-t-elle connu de nombreuses variations climatiques semblables ou plus importantes et dans quelles conditions ?

4.1. Les méthodes de la paléoclimatologie

2L’étude des climats passés fait appel à tout un ensemble de méthodes dépendant de l’échelle de temps considérée.

4.1.1. Les données instrumentales

3Les mesures de température, pression, précipitations, vent, etc., concernent une période bien courte à l’échelle du climat. Tout d’abord, les instruments eux mêmes sont d’invention récente : le thermomètre de Galilée date de 1593, le baromètre de Torricelli de 1643 et l’anémomètre de Hook de1664. En outre, les premières observations ont été évidemment très artisanales et très sporadiques. Les choses ont commencé à changer vers la fin du XIXe siècle : le 14 novembre 1854, une tempête a coulé 38 navires français au retour de la Guerre de Crimée en Mer Noire, et le ministre de la guerre de l’époque a alors chargé l’astronome Le Verrier d’étudier le problème. On se rendit alors compte que cette tempête avait traversé l’Europe entre le 12 et le 14, que son arrivée était donc prévisible et que la flotte aurait pu être sauvée. C’est à partir de cet événement que le premier réseau météorologique est né en Europe. L’organisation des réseaux météorologiques et leur standardisation a évidemment demandé beaucoup de temps : l’Organisation Météorologique Mondiale est née en 1951. Cependant des séries d’observations régulières ont commencé en Grande Bretagne dès le milieu du XVIIe, en Hollande, aux États Unis et à Paris un siècle plus tard.

4Ces données ne sont pas toutes de qualité équivalente et leur interprétation demande quelques précautions. Sans parler d’éventuels problèmes instrumentaux ou de défaillances, la principale difficulté provient de ce que l’environnement des sites de mesure a parfois subi des changements profonds. La plupart du temps, ces changements ont été causés par l’urbanisation : un site de mesures initialement situé en pleine campagne se retrouve, quelques dizaines d’années plus tard, en plein centre ville ; c’est le cas par exemple du site de Montsouris à Paris. Les villes étant généralement plus chaudes que les campagnes de quelques degrés, on conçoit que, sans correction, l’évolution de la température ainsi observée n’ait aucun sens.

4.1.2. Les proxys

5Au delà de 150 ans et en dehors de quelques rares séries qui remontent donc au mieux jusqu’au XVIIe siècle, on ne dispose plus de mesures directes. Jusqu’au Moyen Âge et un peu plus tôt encore en Chine, on dispose d’informations historiques comme, par exemple, les dates des vendanges, la qualité et la quantité des récoltes. En Europe, ces indications étaient souvent répertoriées par les moines. Au delà, il faut faire appel à des méthodes indirectes ; on utilise ce que l’on appelle des « proxys ». Ce sont des paramètres mesurables, dépendant des conditions climatiques ; la dépendance est souvent fort complexe mais « proxys » et température (c’est le paramètre le plus souvent utilisé) sont reliés par une « fonction de transfert » généralement empirique.

4.1.3. La dendrochronologie

6Il est bien connu qu’on peut connaître l’âge d’un arbre coupé en comptant les anneaux présents sur le tronc. Chaque anneau correspond à la croissance de l’arbre pendant une année. La croissance elle même n’est pas la même tous les ans, elle dépend des conditions, favorables ou non, qu’a connues l’arbre cette année là. Un anneau épais correspond à une année favorable avec des précipitations suffisantes, sans gel tardif. Au contraire, une année sèche correspond à un cerne de croissance mince. L’année 1976 dont l’été a été exceptionnellement sec (il a même fallu s’acquitter d’un impôt spécial pour financer l’aide à l’agriculture fort mal en point) laisse une trace bien évidente dans les arbres abattus depuis lors. Le « proxy » est donc ici l’épaisseur de l’anneau et la « fonction de transfert » relie cette épaisseur, pour une espèce donnée, à la température et aux précipitations moyennes.

7Avec cette méthode, on peut étudier les cernes d’arbres récemment abattus que ce soit par un bûcheron ou par une tempête, on peut aussi étudier les anneaux des arbres fossiles quand on en trouve. Il faut alors dater les cernes observés. Il faut évidemment distinguer suivant les espèces et les grandes régions. On arrive ainsi à obtenir des informations sur les conditions climatiques des quelque 10 derniers millénaires.

4.1.4. La palynologie

8La palynologie est l’étude des grains de pollen présents dans divers matériaux accumulés au cours du temps comme les sédiments lacustres ou les tourbières. Les grains de pollen ont, c’est leur rôle dans le système de reproduction des plantes, une grande aptitude à la dispersion et à la conservation. La méthode consiste d’abord à effectuer un carottage dans le matériau, les plus grandes profondeurs correspondent aux périodes les plus anciennes alors qu’au contraire les couches superficielles sont de formation récente. On isole ensuite un échantillon que l’on date et on en extrait les grains polliniques par des méthodes chimiques ou par centrifugation. On identifie ensuite les grains de pollen au microscope par comparaison à des références actuelles. Ces références sont elles mêmes reliées aux conditions climatiques par des fonctions de transfert établies empiriquement dans les conditions actuelles : telle espèce de Pin correspond à telles conditions de température, etc.

9L’analyse est statistique : l’identification d’un unique pollen de baobab en Laponie ne suffit certes pas pour conclure que la Laponie a connu récemment un climat de savane Africaine. C’est, en fait, l’ensemble statistique des diverses espèces observées qui est significatif, on l’appelle le « spectre pollinique ».

4.1.5. Les rapports isotopiques

  • 1 Le rapport δO18 représente l’écart relatif de l’échantillon au rapport isotopique standard, c’est-à (...)

10L’Oxygène existe sous la forme de trois isotopes stables : O16 dont le noyau comprend 8 protons et 8 neutrons, O17 qui comporte 1 neutron supplémentaire, soit 9 neutrons, et O18 qui comporte encore un neutron supplémentaire. O16 est de loin le plus répandu (99,76 %), on trouve aussi 0,20 % de O18 et 0,04 % de O17. On trouve cette répartition dans l’eau de l’océan. Lorsque cette eau s’évapore, l’élément le plus lourd, c’est-à-dire la molécule d’eau qui comporte un isotope O18, est un peu défavorisé. Il reste donc, relativement, un peu plus de O18 dans l’océan, plus précisément le rapport δO18 augmente1. Au contraire, la vapeur d’eau dans l’air est légèrement appauvrie en O18. Lorsque l’eau se condense, c’est l’inverse qui se produit et l’élément le plus lourd a tendance à se condenser en premier. Les précipitations sont donc de plus en plus pauvres en O18 au fur et à mesure que l’on s’éloigne des océans. L’évaporation est maximum dans les tropiques, puis, en s’éloignant vers les pôles, l’air s’appauvrit en vapeur d’eau car les précipitations l’emportent sur l’évaporation. Chaque évaporation appauvrit l’air en O18, chaque précipitation aussi. Au cœur de l’Antarctique, l’appauvrissement est de 5 % par rapport aux régions tropicales. Lors d’une glaciation, les précipitations ne retournent pas à l’océan, ou plus exactement y retournent moins puisqu’elles s’accumulent sous forme de glace sur les continents. De ce fait, l’eau des océans est de plus en plus appauvrie en O16 par rapport à O18, le rapport δO18, donc, augmente.

11La mesure du rapport O18/O16 est possible dans les squelettes et carapaces des micro-organismes qui constituent les sédiments marins et plus précisément dans les foraminifères et les diatomées, dans la glace et dans les coraux.

Les sédiments

12Les foraminifères sont des organismes unicellulaires possédant une coquille calcaire qui peut être perforée ou non, appelée « test ». Il existe pas moins de 50 000 espèces de foraminifères. Les tests présentent des formes très variées. Leur taille varie entre quelques µ m et quelques mm. Les formes vivantes sont soit planctoniques, vivant dans ce cas près de la surface de l’océan (de 0 à – 300m), ou benthiques, vivant au voisinage du fond ou sur le fond lui même. La différenciation des espèces est fortement dépendante des conditions de température du milieu. Les boues océaniques calcaires comportent une grande quantité de fossiles de foraminifères. Ceux ci peuvent être identifiés et constituer ainsi des proxys, la fonction de transfert est établie en utilisant la variabilité des conditions actuelles.

13Les diatomées sont des algues unicellulaires photosynthétiques, jaunes ou brunes, abondantes dans la plupart des milieux aquatiques des eaux douces ou salées mais aussi dans certains sols humides en association avec des mousses. La cellule est entourée d’une enveloppe de silicate [Si (OH) 4] cristallisé dont les ornementations sont caractéristiques de chaque espèce et peuvent donc servir à leur identification. Il existe près de 500 espèces différentes de diatomées. Dans les mers froides, elles composent une large part du plancton et on estime que, via leur photosynthèse, elles fixent à elles seules 20 à 25 % du carbone total sur terre. Elles servent de contrôle pour la qualité des eaux car chaque espèce présente des nécessités particulières à sa croissance (pH, concentrations salines, azote dissous, température etc.). Les diatomées peuvent donc également servir de proxys.

Les coraux

14Les coraux massifs sont considérés comme les meilleurs enregistreurs de la variabilité climatique des zones tropicales océaniques. Ce sont des organismes très simples vivant en colonies, dans la partie superficielle de la colonne d’eau. Ils possèdent un squelette d’une forme cristalline particulière de carbonate de calcium (l’aragonite). Les coraux utilisés en paléoclimatologie ont une durée de vie qui peut atteindre plusieurs siècles. Ces coraux vivent le plus souvent à des profondeurs qui n’excèdent pas 10 mètres. On peut identifier leur croissance saisonnière car la radiographie fait apparaître une alternance de bandes sombres et claires correspondant à des variations de densité. Il est donc possible, par simple comptage, d’obtenir une chronologie et la croissance elle même dépendant de la température de l’eau, de la salinité et des conditions d’ensoleillement, on dispose là encore de proxys largement utilisés.

15La composition isotopique de l’oxygène des carbonates de Calcium dépend à la fois de la température et de la composition isotopique de l’eau. L’information correspondante est donc ambiguë : si le carbonate est riche en O18, est ce parce que les conditions de température favorisent les isotopes lourds ou, tout simplement, parce qu’il y a plus de O18 dans l’eau ? En profondeur cependant, la température de l’eau est sensiblement constante, la composition des foraminifères benthiques reflète donc directement la composition isotopique de l’eau de mer. Or, en période froide l’océan est enrichi en O18 et inversement. C’est donc la composition isotopique des foraminifères benthiques qui permet d’évaluer la température de l’océan.

La glace

16Les calottes glaciaires de l’Antarctique et du Groenland ont une épaisseur voisine de 2 à 3000 m, la glace s’y est accumulée en plusieurs dizaines, voire centaines de milliers d’années. Les précipitations aux hautes latitudes sont en général très faibles (à la station russe Vostok, près du centre de l’Antarctique, il ne tombe guère plus de 2 à 3 cm de neige par an) mais leur composition isotopique dépend des conditions climatiques à très grande échelle. En effet, l’essentiel de l’évaporation a lieu initialement dans les régions tropicales et ce sont ces masses de vapeur d’eau qui sont transportées vers les hautes latitudes et précipitent abondamment en cours de route. Comme on l’a vu, l’évaporation s’accompagne d’un appauvrissement de la vapeur en isotope lourd de l’oxygène (O18) alors que la condensation mobilisant d’abord cet isotope lourd appauvrit encore la vapeur d’eau restante. Lors des périodes froides que la Terre a connues, le refroidissement a été plus important aux hautes latitudes qu’aux basses latitudes, en conséquence, les précipitations ont eu lieu plus rapidement lors du transport et la vapeur d’eau qui a atteint les très hautes latitudes a été davantage appauvrie en O18. Le résultat est qu’une faible valeur de δO18 dans la glace correspond à une période froide et qu’au contraire, une forte valeur de δO18 correspond à une période chaude. Le résultat est opposé dans les sédiments marins puisque l’appauvrissement de la vapeur d’eau évaporée entraîne un enrichissement de l’océan.

17On a pu établir les fonctions de transfert correspondantes et les méthodes de dosage des isotopes étant très précises, la mesure de δO18 a permis à la paléoclimatologie de faire des progrès considérables.

Tableau 5 : méthodes utilisées en paléoclimatologie et période couverte.

Méthode/proxy

support

période couverte (années)

instrumentation

150, exceptionnellement 300

vendanges, récoltes, etc.

écrits

1000

cernes des arbres (dendrochronologie)

arbres, arbres fossiles

10 000

pollens

sédiments lacustres, tourbières

20 000 le plus souvent mais jusqu'à plusieurs millions

dO18

glace

400 000

dO18

carbonates (foraminifères, diatomées dans les sédiments, coraux)

plusieurs millions

4.2. Le climat du passé lointain

18Le climat de la Terre a évidemment fortement varié depuis sa formation. On sait cependant peu de choses sur le climat des temps les plus reculés (le Précambrien, au delà de 540 millions d’années) ; l’image qui émerge est celle d’une Terre assez chaude bien qu’à l’époque le Soleil ait été nettement moins brillant qu’aujourd’hui. Dès cette époque, pourtant, la Terre semble avoir connu des glaciations, l’une vers – 2,5 à – 2 Ga (milliards d’années), une autre de – 0,8 à – 0,6 Ga environ. Les informations sont plus nombreuses pour les périodes suivantes ; elles mettent en évidence le rôle considérable de la tectonique dans l’évolution du climat. C’est en effet la disposition des continents qui permet à la glace de s’accumuler quand ils sont présents aux hautes latitudes, c’est elle aussi qui gouverne la circulation océanique en permettant l’exportation de chaleur vers les hautes latitudes ou au contraire en la confinant dans une circulation purement équatoriale.

19C’est au cours du Cénozoïque (de - 65 millions d’années (Ma) à aujourd’hui), pendant l’ère Tertiaire, que s’opère la transition vers un climat plus froid. La période la plus chaude se situe vers – 50 Ma ; plusieurs indices suggèrent que les conditions tropicales s’étendaient 10 à 15° plus loin de l’équateur qu’aujourd’hui mais un important refroidissement se produit vers-40 à-30 Ma ; c’est à cette époque que pourrait avoir été initiée la glaciation de l’Antarctique. Une deuxième période de refroidissement se situe au cours du Miocène (-15 à – 10 Ma) : on interprète ainsi un fort accroissement du δO18 entre – 15 et – 14 Ma comme étant due à la croissance rapide de la calotte Antarctique.

Figure 8 : variation de la température moyenne au cours du quaternaire.

Figure 8 : variation de la température moyenne au cours du quaternaire.

La température est déduite des mesures du rapport isotopique δO18 dans les sédiments marins.

source : Department of Environmental and Geographical Sciences, Manchester Metropolitan University : http://www.doc.mmu.ac.uk/​aric/​

20La Figure 8 présente la variation du rapport isotopique δO18 mesuré dans les sédiments marins au cours du quaternaire. Le fait marquant est l’alternance de périodes chaudes et de périodes froides, les glaciations, celles ci étant d’ailleurs nettement les plus longues. En fait, cette alternance occupe la totalité du Pléistocène (Quaternaire) et semble avoir commencé il y a 2 à 3 Millions d’années. La dernière glaciation a pris fin il y a 20 000 ans, la période actuelle correspond à un interglaciaire.

  • 2 Voir sur ce sujet le site
    http://www.ens-lyon.fr/PlanetTerre/Infosciences/Climats/Historique/Glaciat (...)

21La découverte des glaciations date du milieu du XIXe siècle. Dès la fin du XVIIIe, les explorations géologiques des Alpes et du Jura sont devenues fréquentes et l’une des énigmes de l’époque était la présence dans les vallées, parfois bien loin des montagnes, de blocs granitiques de plusieurs tonnes : les blocs erratiques. Horace Benedict de Saussure (1740-1799) qui fit le premier l’ascension du Mont Blanc les comparait à des truffes et s’étonnait de leur présence au milieu de roches calcaires. Les gens du pays, les chasseurs de chamois en particulier, savaient bien que les glaciers transportaient des rocs mais c’est un Ingénieur suisse (Ignace Venetz) qui, le premier, a réalisé que les blocs erratiques, bien que très éloignés, n’avaient pu être transportés que par des glaciers qui, donc, avaient dû connaître, dans le passé, une extension considérable. D’autres éléments vinrent corroborer cette hypothèse : entre autres la présence dans les vallées alpines de roches lisses appelées roches moutonnées qui ont été polies par le frottement du glacier et la formation des stries à la surface des rochers, façonnées par le raclement des cailloux que la glace transporte.2

22La première communication scientifique sur ce sujet a été présentée en 1837 par Louis Agassiz, professeur à Neuchâtel. La théorie généralement admise étant que la Terre initialement très chaude s’était refroidie progressivement, cette communication a ouvert une polémique considérable qui dura 30 ans.

  • 3 Voir Duplessy et Morel : Gros Temps sur la Planète, Editions Odile Jacob.

23Les glaciations ont été des phénomènes considérables à l’échelle de la planète ou, tout au moins, de l’hémisphère Nord. Au plus fort de l’extension de la glace, il y a 18000 ans, la moitié de la Grande Bretagne était recouverte et sur la Scandinavie, l’épaisseur de glace atteignait 2500 m, le Canada et le Nord des États Unis étaient recouverts par une calotte de glace qui atteignait 3000 m d’épaisseur. Pour fabriquer toute cette glace, il avait bien fallu puiser l’eau des océans. Le niveau de la mer avait donc baissé de près de 100 m ce qui avait mis à l’air libre une bonne partie des plateaux continentaux aujourd’hui immergés : en particulier, l’Angleterre n’était plus une île puisque la Manche était à sec. Le détroit de Behring était à sec lui aussi et c’est ce qui a permis les premières invasions de l’Amérique par l’espèce humaine. A cette époque aussi, les zones arides étaient beaucoup plus étendues. L’Atlantique Nord (au Nord de l’Espagne) était plus froid qu’aujourd’hui d’une dizaine de degrés et ce n’est qu’au Sud de Gibraltar que l’on rencontrait des eaux tempérées. Par contre dans les régions tropicales, la température de l’océan n’était pas beaucoup plus basse qu’aujourd’hui. Le Pacifique, quant à lui, était beaucoup moins soumis à l’influence des masses glaciaires, tout simplement parce qu’il est beaucoup plus grand. Les océans tropicaux occupent une surface très importante, la température moyenne des océans n’était donc finalement que de deux degrés inférieure à ce qu’elle est aujourd’hui. Quant à la température moyenne planétaire, on estime qu’elle était de 5 degrés inférieure à la température actuelle.3 Il est important de garder en tête ces chiffres : une glaciation qui est un phénomène majeur pour la planète, c’est 5 degrés de moins mais depuis un siècle et demi la température a augmenté de plus de 10 % de cette quantité.

4.3. La température du dernier millénaire

24La dernière glaciation s’est terminée il y a 20 000 ans ; plus près de nous, on peut noter une période relativement chaude qui s’étend du XIe au XIVe siècle et une autre plus froide du XVe au XIXe. Ces deux périodes portent respectivement les noms d’« Optimum Médiéval » et de « Petit Âge Glaciaire ». Les informations historiques permettent de se faire une idée des conditions qui régnaient à ces époques (voir E Leroy Ladurie). Pour la période la plus ancienne, c’est surtout le cas des chroniques tenues par les moines qui relevaient méticuleusement tous les événements qui affectaient leur entourage, en particulier la qualité et la quantité des récoltes et des informations sur le temps. Avant l’an mil, ces informations sont rares mais par la suite, elles deviennent abondantes et peuvent être recoupées entre elles ce qui en assure la qualité. D’après ces informations, le XIIIe siècle a été particulièrement favorable aux récoltes avec des étés suffisamment secs pour éviter insectes et maladies. C’est l’époque du bon roi Saint Louis (12261270) dont on nous apprit qu’il régnait sagement sur une France apaisée et prospère. Cette prospérité touchait en fait l’ensemble de l’Europe de l’Ouest et les conditions climatiques favorables n’y étaient peut être pas tout à fait étrangères.

25Dès le XIVe siècle, les conditions ont commencé à se dégrader en Europe et cette dégradation s’est poursuivie pendant plusieurs siècles. Par delà les témoignages écrits, on en trouve de profondes empruntes dans des œuvres comme celles de Brueghel qui montrent des paysages marqués par les rigueurs du gel. On dispose aussi d’informations plus quantitatives grâce à la dendrochronologie : Duplessy et Morel précisent que l’épaisseur des anneaux de croissance des arbres est particulièrement faible pour les périodes 1420 à 1480 et 1590 à 1630 témoignant de conditions défavorables. La période de croissance des cultures aurait diminué de plusieurs semaines par rapport au Moyen Âge et la température en Angleterre aurait diminué de près de 1 degré. Les récoltes étaient donc mauvaises et cette période est marquée par des famines auxquelles les nombreuses guerres ne sont évidemment pas étrangères mais celles ci sont venues se greffer sur une situation déjà rendue difficile par les conditions climatiques.

 

26Le Petit Âge Glaciaire s’est ainsi poursuivi jusqu’au XIXe siècle, on en situe généralement la fin vers 1850. En témoigne, entre autres, l’avancée des glaciers dans les Alpes. A cette époque, les glaciers de vallée de Chamonix descendaient beaucoup plus bas qu’actuellement ; le glacier d’Argentières atteignait la vallée alors qu’il se termine maintenant plusieurs centaines de mètres plus haut, au dessus des chalets de Lognan. L’avancée de la Mer de Glace était telle qu’en 1645, l’évêque de Genève est venu l’exorciser à la demande des habitants de Chamonix. Les moraines situées à l’aval immédiat des glaciers actuels datent de cette époque.

 

27Le Petit Âge Glaciaire n’a pas concerné que l’Europe, on en trouve traces au Groenland et en Amérique du Nord. Par contre, l’évolution du climat au cours du dernier millénaire a été fort différente en Extrême Orient. On dispose de très nombreux manuscrits chinois qui relatent surtout les périodes sortant de l’ordinaire et, en particulier, les grands froids. Il ne semble pas qu’il y ait eu ni Optimum Médiéval ni Petit Âge Glaciaire.

Notes

1 Le rapport δO18 représente l’écart relatif de l’échantillon au rapport isotopique standard, c’est-à-dire
δO18 =(O18/O16) échantillon/(O18/O16) standard – 1.

2 Voir sur ce sujet le site
http://www.ens-lyon.fr/PlanetTerre/Infosciences/Climats/Historique/Glaciation/Histoireglaciation.htm#glaciers

3 Voir Duplessy et Morel : Gros Temps sur la Planète, Editions Odile Jacob.

Table des illustrations

Titre Figure 8 : variation de la température moyenne au cours du quaternaire.
Légende La température est déduite des mesures du rapport isotopique δO18 dans les sédiments marins.
Crédits source : Department of Environmental and Geographical Sciences, Manchester Metropolitan University : http://www.doc.mmu.ac.uk/​aric/​
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