Climats du Quaternaire : glaciations et paramètres orbitaux

Glaciations du Quaternaire et dernier maximum glaciaire, période et amplitude des cycles glaciaires-interglaciaires, paramètres orbitaux de Milankovitch et insolation d’été aux hautes latitudes de l’hémisphère Nord, rétroactions de l’albédo, du CO₂ océanique et de la vapeur d’eau, entrées et sorties de glaciation.

À propos de cette page

Ce cours de SVT de terminale spécialité suit six parties : glaciations du Quaternaire et dernier maximum glaciaire, période et amplitude des cycles glaciaires-interglaciaires, paramètres orbitaux de Milankovitch, insolation d’été vers 65° N et rôle de l’hémisphère Nord, rétroactions (albédo, CO₂ océanique, vapeur d’eau), puis entrées et sorties de glaciation. Deux figures montrent les cycles en dents de scie et les trois paramètres de l’orbite.

Glaciations du Quaternaire et dernier maximum glaciaire

Rappel. En 3^e, tu as vu que la Terre alterne périodes glaciaires et interglaciaires et qu’on le lit dans des archives naturelles (« Changement climatique : effet de serre, causes et conséquences ») ; la lecture de ces indices (δ¹⁸O, pollens, moraines, bulles d’air) et leur datation sont traitées dans le chapitre « Climats passés : les indices et le thermomètre isotopique ». Ici, on les utilise comme des données pour comprendre pourquoi le climat a varié.

Ce qu’il faut savoir Le climat est la moyenne, sur 30 ans au moins, des conditions météorologiques d’une région ou de la planète ; une variation climatique est un changement durable de ces moyennes.
— Une glaciation est une période où la baisse planétaire des températures conduit à une vaste extension des calottes glaciaires. Au Quaternaire (depuis 2,58 millions d’années), on distingue des périodes glaciaires, longues, où de grandes calottes couvrent aussi les continents de l’hémisphère Nord et où le niveau marin est bas, et des périodes interglaciaires, plus chaudes et plus courtes, comme l’Holocène, commencé il y a 11 700 ans.
— La dernière glaciation s’étend d’environ −120 000 à −11 000 ans. Son dernier maximum glaciaire (calottes à leur extension maximale entre environ 26 500 et 19 000 ans) est bien connu :

Grandeur	Dernier maximum glaciaire	Préindustriel (interglaciaire)
Température moyenne du globe	environ 6 °C plus basse (de 5,7 à 6,5 °C)	référence
Calottes de l’hémisphère Nord	laurentidienne (Amérique du Nord) et fennoscandienne (Europe du Nord), de 3 à 4 km d’épaisseur selon les modèles	Groenland seulement
Niveau marin	de 120 à 135 m plus bas	référence
CO₂ de l’air	vers 180 à 190 ppm	280 ppm

Sources : Clark et al., Science, 2009 (dates) ; Tierney et al., Nature, 2020 (température) ; Lambeck et al., PNAS, 2014 (niveau marin).

Exemples

Comparer deux durées. La dernière glaciation a duré environ 120 000 − 11 000 = 109 000 ans ; l’Holocène dure depuis 11 700 ans. La période glaciaire est près de dix fois plus longue que l’interglaciaire écoulé.

Un écart moyen cache des écarts locaux. Les 6 °C du dernier maximum glaciaire sont une moyenne : le refroidissement atteignait environ 14 °C dans l’Arctique (université d’Arizona, d’après Tierney et al., 2020), beaucoup moins sous les tropiques.

Réflexe — pour situer une époque, je regarde ensemble les calottes de l’hémisphère Nord, le niveau marin, la température et le CO₂ : grandes calottes, mer basse, froid et CO₂ bas = période glaciaire.

Attention — une période glaciaire n’est pas une Terre entièrement gelée : la moyenne du globe n’était « que » 6 °C plus basse. Et un interglaciaire n’est pas une Terre sans glace : les calottes de l’Antarctique et du Groenland persistent ; ce sont les calottes de l’Amérique du Nord et de l’Europe du Nord qui apparaissent puis disparaissent.

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Amplitude et période des cycles glaciaires-interglaciaires

Ce qu’il faut savoir Les carottes de glace de l’Antarctique (EPICA Dôme C, environ 800 000 ans) et le δ¹⁸O des foraminifères des sédiments marins montrent une alternance régulière de périodes glaciaires et interglaciaires. Deux grandeurs la décrivent :
— la période, durée moyenne d’un cycle : depuis environ un million d’années, les cycles durent environ 100 000 ans (huit cycles en 800 000 ans) ; avant, entre environ 3 et 1 million d’années, ils duraient environ 41 000 ans et étaient moins amples ;
— l’amplitude, écart entre un maximum et un minimum : environ 6 °C pour la moyenne du globe, une centaine de mètres pour le niveau marin, 80 à 100 ppm pour le CO₂.
— Sur ces cycles se superposent des oscillations plus courtes, d’environ 41 000 ans et d’environ 20 000 ans, mises en évidence dans les sédiments marins par Hays, Imbrie et Shackleton (Science, 1976) : ce sont les périodes des paramètres orbitaux calculées par Milankovitch (partie 3), ce qui a confirmé la théorie astronomique des glaciations.
— Chaque cycle de 100 000 ans est asymétrique, « en dents de scie » : un refroidissement lent et irrégulier (les calottes se construisent pendant 80 000 à 90 000 ans), puis un réchauffement rapide, la terminaison, en une dizaine de milliers d’années, suivie d’un interglaciaire court (de 10 000 à 30 000 ans).
Calcul d’une période moyenne : on repère des maxima (ou des minima) successifs de même nature, puis période = (âge du plus ancien − âge du plus récent) ÷ nombre d’intervalles.

Figure 1 — Allure schématique de la température sur 440 000 ans : chaque cycle commence par une terminaison rapide, suivie d’un refroidissement lent et irrégulier (valeurs schématiques, sans échelle de température).

Exemples

Période des cycles anciens. Dans un sédiment marin, des minima de δ¹⁸O benthique (interglaciaires) sont datés de 1 520, 1 480, 1 438 et 1 397 milliers d’années. Il y a 4 minima, donc 3 intervalles : $\frac{1 520 - 1 397}{3} = \frac{123}{3} = 41$ milliers d’années. À cette époque, les cycles duraient environ 41 000 ans.

Mesurer l’asymétrie. Si une calotte met 90 000 ans à se construire et 10 000 ans à fondre, la fonte est $\frac{90 000}{10 000} = 9$ fois plus rapide que la construction.

Réflexe — je compte les intervalles (nombre de repères − 1), pas les repères ; puis je compare la période trouvée aux périodes orbitales (partie 3).

Attention — diviser par le nombre de maxima au lieu du nombre d’intervalles est l’erreur classique. Et la période d’un enregistrement change avec l’époque : 41 000 ans avant environ un million d’années, 100 000 ans ensuite.

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Les paramètres orbitaux de Milankovitch

Ce qu’il faut savoir Dans les années 1920 à 1940, l’astronome serbe Milutin Milankovitch calcule comment les variations lentes de l’orbite et de l’axe de la Terre modifient l’énergie solaire reçue selon les latitudes et les saisons. Trois paramètres orbitaux varient de façon périodique :

Paramètre	Ce qui varie	Amplitude	Périodes
Excentricité	forme de l’orbite, plus ou moins elliptique	de presque 0 (cercle) à environ 0,06 ; 0,0167 aujourd’hui, en baisse	≈ 100 000 ans et ≈ 405 000 ans
Obliquité	angle entre l’axe de rotation et la perpendiculaire au plan de l’orbite	de 22,1° à 24,5° ; 23,4° aujourd’hui, en baisse	≈ 41 000 ans
Précession climatique	position des saisons sur l’orbite : date du passage au périhélie	été boréal au périhélie ou à l’aphélie	≈ 19 000 à 23 000 ans

Figure 2 — Les trois paramètres orbitaux (excentricité très exagérée). Aujourd’hui, la Terre passe au périhélie vers le 3 janvier et à l’aphélie vers le 4 juillet : l’été boréal a lieu près de l’aphélie.

Distance au Soleil. Si $a$ est le demi-grand axe de l’orbite (≈ 149,6 millions de km) et $e$ l’excentricité, la distance vaut $a (1 - e)$ au périhélie et $a (1 + e)$ à l’aphélie. La puissance reçue par m² varie comme l’inverse du carré de la distance : le rapport des flux reçus au périhélie et à l’aphélie vaut ${(\frac{1 + e}{1 - e})}^{2}$ .

Exemples

Aujourd’hui. Avec $e = 0, 0167$ : ${(\frac{1, 0167}{0, 9833})}^{2} \approx 1, 069$ . La Terre reçoit en janvier environ 7 % de plus qu’en juillet (6,8 % d’après la NASA).

Compter des cycles. En 800 000 ans, l’obliquité accomplit environ $\frac{800 000}{41 000} \approx 19, 5$ cycles, l’excentricité environ 8 cycles de 100 000 ans.

Réflexe — excentricité = forme de l’orbite (distance au Soleil) ; obliquité = inclinaison de l’axe (contraste des saisons) ; précession = saison au périhélie (été proche ou loin du Soleil).

Attention — les saisons ne viennent pas de la distance au Soleil : l’hémisphère Nord a son hiver quand la Terre est au plus près du Soleil (début janvier). La précession climatique ne change pas l’inclinaison de l’axe, seulement la position des saisons sur l’orbite.

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De l’orbite à l’insolation : les étés de l’hémisphère Nord

Ce qu’il faut savoir — L’énergie annuelle totale reçue par la Terre ne dépend que de l’excentricité, et très peu : proportionnelle à

\frac{1}{\sqrt{1 - e^{2}}}

, elle ne varie que de moins de 0,2 % (0,17 % pour

e = 0, 058

). Ce qui change beaucoup, c’est la répartition de l’énergie selon les saisons et les latitudes, fixée par l’obliquité et la précession, et modulée par l’excentricité.
— Théorie astronomique des paléoclimats : une glaciation s’amorce lorsque l’insolation d’été aux hautes latitudes de l’hémisphère Nord (vers 65° N) est faible : la neige tombée l’hiver ne fond plus entièrement, elle s’accumule d’une année à l’autre et forme des calottes. La configuration la plus favorable combine une obliquité faible (étés moins ensoleillés aux hautes latitudes), une excentricité forte et un été boréal à l’aphélie. L’excentricité règle l’effet de la précession : sur une orbite presque circulaire, la saison du périhélie n’a presque plus d’importance.
— Pourquoi l’hémisphère Nord ? Les masses continentales sont réparties de façon asymétrique : l’hémisphère Nord porte environ les deux tiers des terres émergées, dont de vastes continents aux hautes latitudes (Canada, Scandinavie, Sibérie) sur lesquels des calottes peuvent s’installer. Entre 45° S et 65° S, il n’y a presque que de l’océan, où la glace de mer reste mince, et l’Antarctique, plus au sud, est déjà englacé en permanence.

Insolation du jour du solstice d’été à 65° N (orbite circulaire)	Valeur calculée
obliquité 22,1°	≈ 472 W·m⁻²
obliquité 23,44° (actuelle)	≈ 494 W·m⁻²
obliquité 24,5°	≈ 512 W·m⁻²

Valeurs calculées par la formule astronomique de l’insolation journalière au sommet de l’atmosphère, avec une constante solaire de 1 361 W·m⁻².

Exemples

Effet de l’obliquité. De 22,1° à 24,5°, l’insolation du solstice à 65° N passe de 472 à 512 W·m⁻² : $\frac{512 - 472}{472} = \frac{40}{472} \approx 0, 085$ , soit environ 8,5 % de plus.

Effet de la précession. Avec $e = 0, 05$ et le solstice d’été à l’aphélie, le flux est multiplié par $\frac{1}{1, 05^{2}} \approx 0, 907$ : environ 9 % de moins que sur une orbite circulaire.

Réflexe — pour juger une configuration orbitale, je me demande : les étés vers 65° N sont-ils frais ? Obliquité faible, excentricité forte, été boréal à l’aphélie → la neige persiste → entrée en glaciation. Si les effets s’opposent (obliquité faible mais été au périhélie, par exemple), je chiffre l’insolation d’été avant de conclure.

Attention — « les glaciations arrivent quand la Terre s’éloigne du Soleil » est faux : l’énergie annuelle varie de moins de 0,2 %. Ce qui compte, c’est l’insolation d’été vers 65° N : en hiver, il fait de toute façon assez froid pour qu’il neige ; c’est la fonte estivale qui décide si la neige persiste.

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Les rétroactions : albédo, CO₂ océanique, vapeur d’eau

Ce qu’il faut savoir Un forçage est une cause qui modifie l’énergie reçue ou conservée par la Terre sans dépendre du climat (insolation, volcanisme, position des continents). Une rétroaction est une réponse du système climatique, provoquée par le changement de température, qui l’amplifie (rétroaction positive) ou l’atténue (rétroaction négative). Le forçage orbital est faible ; trois rétroactions positives l’amplifient :
— albédo (part du rayonnement solaire réfléchie) : la neige fraîche en réfléchit 80 à 90 %, l’océan libre environ 6 %, la Terre en moyenne environ 30 %. Plus de neige et de glace → moins d’énergie absorbée → refroidissement renforcé → plus de neige. Cette rétroaction est puissante dans l’hémisphère Nord, dont les vastes continents de hautes latitudes peuvent se couvrir de calottes ;
— solubilité océanique du CO₂ : une eau plus froide dissout davantage de CO₂ ; un océan qui se refroidit retire du CO₂ de l’atmosphère → effet de serre réduit → refroidissement renforcé ; à l’inverse, un océan qui se réchauffe dégaze du CO₂. D’autres mécanismes océaniques (circulation profonde, vie marine) contribuent aussi aux 80 à 100 ppm d’écart ;
— vapeur d’eau : un air plus froid en contient moins, or c’est un gaz à effet de serre.
— Une rétroaction négative limite la variation : une Terre plus froide émet moins de rayonnement infrarouge vers l’espace (sa puissance rayonnée croît avec la température, loi de Stefan-Boltzmann vue en enseignement scientifique), ce qui freine le refroidissement. À l’échelle de millions d’années, l’altération des silicates joue aussi ce rôle de frein (chapitre « Carbone et climat : réservoirs géologiques et cycle long »).

Exemples

Chiffrer l’albédo. Un mètre carré d’océan libre (albédo 0,06) absorbe 1 − 0,06 = 94 % du rayonnement reçu ; couvert de neige fraîche (albédo 0,85), il n’en absorbe plus que 1 − 0,85 = 15 %, soit environ $\frac{94}{15} \approx 6$ fois moins.

Écrire une boucle. Réchauffement → l’océan dégaze du CO₂ → effet de serre renforcé → réchauffement accru : la réponse va dans le même sens que la variation initiale, la rétroaction est positive.

Réflexe — pour chaque rétroaction, j’écris la boucle complète (température → changement → effet sur l’énergie absorbée ou retenue → température) puis je compare le sens de la réponse à celui de la variation initiale.

Attention — « positive » ne veut pas dire « bonne » : une rétroaction positive amplifie la variation, réchauffement comme refroidissement. Et une rétroaction ne déclenche rien : elle dépend de la température, alors qu’un forçage n’en dépend pas.

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Entrées et sorties de glaciation : déclencheur et amplificateurs

Ce qu’il faut savoir — Entrée en glaciation : l’insolation d’été vers 65° N diminue ; la neige persiste sur les continents du Nord, les calottes grandissent lentement (il faut des dizaines de milliers d’années d’accumulation) ; l’albédo augmente, l’océan refroidi dissout plus de CO₂, l’air contient moins de vapeur d’eau : le refroidissement devient planétaire.
— Sortie de glaciation (terminaison) : l’insolation d’été vers 65° N augmente ; la fonte s’engage, l’albédo baisse, l’océan qui se réchauffe dégaze du CO₂ : les rétroactions positives accélèrent le réchauffement, d’où la terminaison rapide.
— Déclencheur et amplificateur : le déclencheur varie en premier et ne dépend pas du climat terrestre (insolation) ; une rétroaction varie avec la température et en dépend. En Antarctique, le CO₂ et la température montent presque ensemble lors des terminaisons : la température précède le CO₂ de 800 ± 200 ans pour la terminaison III, vers −240 000 ans (Caillon et al., Science, 2003), aucun décalage significatif pour la dernière (Parrenin et al., Science, 2013). À l’échelle du globe, l’essentiel du réchauffement de la dernière déglaciation a suivi la hausse du CO₂, sauf un premier réchauffement d’environ 0,3 °C (Shakun et al., Nature, 2012). Le CO₂ n’est pas le déclencheur des terminaisons, mais un amplificateur majeur.
— L’interglaciaire actuel : l’excentricité, faible (0,0167) et en baisse, réduit l’effet de la précession. Sans perturbation humaine, l’Holocène devrait durer encore environ 50 000 ans ; des émissions humaines cumulées de 1 000 à 1 500 milliards de tonnes de carbone pourraient retarder la prochaine glaciation d’au moins 100 000 ans (Ganopolski et al., Nature, 2016).

Exemples

Ordonner une terminaison. L’insolation d’été à 65° N augmente d’abord ; la température et le CO₂ s’élèvent ensuite, presque ensemble. L’insolation est le déclencheur ; le CO₂, dégazé par un océan qui se réchauffe, renforce l’effet de serre : c’est une rétroaction positive.

Une entrée en glaciation manquée. D’après Ganopolski et al. (2016), une entrée en glaciation a été manquée de peu avant la révolution industrielle : l’insolation d’été était basse, mais le CO₂ de la fin de l’Holocène, relativement élevé, et la faible excentricité l’ont empêchée. Le seuil d’insolation d’été en dessous duquel une glaciation s’amorce dépend donc du CO₂.

Réflexe — pour distinguer déclencheur et rétroaction : j’ordonne les événements dans le temps, je me demande ce qui dépend du climat, puis je dis si la réponse amplifie ou atténue.

Attention — une corrélation ne donne pas le sens de la causalité : CO₂ et température varient ensemble parce qu’ils agissent l’un sur l’autre. « Le CO₂ suit la température, donc il n’a pas d’effet » est aussi faux que « le CO₂ déclenche les glaciations » : il n’est pas le déclencheur, mais il amplifie.

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Pour aller plus loin

Ces notions prolongent le chapitre, mais elles sont traitées dans d’autres chapitres.

Lire et dater les indices des climats passés (δ¹⁸O des glaces et des foraminifères, bulles d’air, pollens, moraines), confronter les indices du dernier maximum glaciaire et de l’Holocène, le petit âge glaciaire : chapitre « Climats passés : les indices et le thermomètre isotopique ».
Les climats plus anciens : Crétacé chaud et activité des dorsales, refroidissement du Cénozoïque lié à l’altération des silicates et à la tectonique, glaciation du Carbonifère-Permien : chapitre « Climats anciens : Cénozoïque, Crétacé et glaciation permo-carbonifère ».
Les réservoirs de carbone et le cycle long (altération des silicates, carbonatation, thermostat géologique) : chapitre « Carbone et climat : réservoirs géologiques et cycle long ».
Le réchauffement actuel, sa vitesse comparée à celle des terminaisons et ses conséquences : chapitre « Réchauffement climatique : conséquences et actions ».

À retenir

Glaciation = baisse planétaire des températures et vaste extension des calottes ; dernière glaciation ≈ −120 000 à −11 000 ans ; dernier maximum glaciaire ≈ 26 500-19 000 ans : globe ≈ 6 °C plus froid, calottes de 3 à 4 km sur l’Amérique du Nord et l’Europe du Nord, mer 120 à 135 m plus bas, CO₂ ≈ 180-190 ppm.
Cycles glaciaires-interglaciaires d’environ 100 000 ans depuis environ 1 million d’années (41 000 ans avant), asymétriques : refroidissement lent, terminaison rapide ; période = (âge du plus ancien − âge du plus récent) ÷ nombre d’intervalles.
Paramètres de Milankovitch : excentricité (0 à 0,06 ; ≈ 100 000 et 405 000 ans), obliquité (22,1° à 24,5° ; ≈ 41 000 ans), précession climatique (saison au périhélie ; ≈ 19 000 à 23 000 ans) ; flux au périhélie ÷ flux à l’aphélie = ((1 + e) ÷ (1 − e))².
L’énergie annuelle varie de moins de 0,2 % ; c’est l’insolation d’été vers 65° N qui compte : obliquité faible + excentricité forte + été boréal à l’aphélie → étés frais → entrée en glaciation ; l’hémisphère Nord porte les continents des hautes latitudes.
Rétroactions positives : albédo de la neige et des glaces, solubilité océanique du CO₂, vapeur d’eau ; rétroaction négative : rayonnement infrarouge émis ; forçage = indépendant du climat, rétroaction = dépend de la température.
Déclencheur orbital, amplificateurs climatiques : le CO₂ monte presque avec la température antarctique et précède l’essentiel du réchauffement global ; corrélation ≠ cause ; l’Holocène devrait durer encore environ 50 000 ans sans perturbation humaine.

Questions fréquentes

Qu’est-ce que le dernier maximum glaciaire ?

C’est le moment, entre environ 26 500 et 19 000 ans, où les calottes de la dernière glaciation atteignent leur extension maximale. Le globe est alors environ 6 °C plus froid qu’à l’époque préindustrielle, des calottes de 3 à 4 km d’épaisseur couvrent l’Amérique du Nord et l’Europe du Nord, la mer est 120 à 135 m plus basse et le CO₂ de l’air vaut environ 180 à 190 ppm.

Combien de temps dure un cycle glaciaire ?

Depuis environ un million d’années, environ 100 000 ans : une période glaciaire de 80 000 à 90 000 ans, où les calottes se construisent lentement, puis une terminaison rapide et un interglaciaire plus court. Avant, les cycles duraient environ 41 000 ans. On calcule une période moyenne en divisant l’écart entre le plus ancien et le plus récent des repères par le nombre d’intervalles.

Que sont les paramètres de Milankovitch ?

Ce sont trois caractéristiques de l’orbite et de l’axe terrestres qui varient périodiquement : l’excentricité (forme de l’orbite, environ 100 000 et 405 000 ans), l’obliquité (inclinaison de l’axe, de 22,1° à 24,5°, environ 41 000 ans) et la précession climatique (saison du passage au périhélie, environ 19 000 à 23 000 ans).

Pourquoi l’insolation d’été vers 65° N est-elle décisive ?

Parce que c’est la fonte estivale qui décide si la neige tombée l’hiver persiste et forme une calotte, et parce que l’hémisphère Nord porte les continents de hautes latitudes où les calottes peuvent s’installer. L’énergie annuelle reçue par la Terre, elle, varie de moins de 0,2 %.

Qu’est-ce qu’une rétroaction climatique ?

C’est une réponse du climat à une variation de température qui l’amplifie (positive) ou l’atténue (négative). L’albédo de la neige et des glaces, la solubilité du CO₂ dans l’océan et la vapeur d’eau amplifient le faible forçage orbital ; le rayonnement infrarouge émis par la Terre, qui baisse quand elle se refroidit, le freine.

Le CO₂ déclenche-t-il les glaciations ?

Non. Au Quaternaire, le déclencheur est l’insolation d’été vers 65° N, qui varie des milliers d’années avant. Le CO₂ monte presque en même temps que la température antarctique lors des terminaisons et précède l’essentiel du réchauffement global : il amplifie le réchauffement, c’est une rétroaction positive.

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