Les enregistrements géologiques du climat passé

Pour comprendre le changement climatique actuel, il est indispensable de le replacer dans une perspective historique sur des dizaines de milliers, voire des millions d'années. On parle de paléoclimatologie : l'étude des climats du passé.

Les instruments de mesure directe n'existent que depuis quelques siècles au plus. Pour remonter plus loin dans le temps, les scientifiques utilisent des indicateurs indirects, appelés proxies (ou indicateurs paléoclimatiques), qui sont des paramètres physiques, chimiques ou biologiques enregistrés dans des archives naturelles et corrélés à des variables climatiques (température, précipitations, CO₂ atmosphérique…).

Les principaux objectifs sont de :

• Documenter les variations naturelles du climat (ampleur, rythme, durée) avant toute influence humaine significative.
• Identifier les forçages (causes) et les rétroactions climatiques.
• Valider les modèles climatiques en les testant sur le passé.

Dans les régions polaires (Antarctique, Groenland) et sur certains glaciers de haute altitude, la neige s'accumule couche par couche sans jamais fondre. Sous la pression des couches supérieures, elle se compacte en glace. En forant verticalement dans cette glace, on extrait une carotte de glace qui constitue une archive climatique stratifiée.

Les deux principaux sites de forage sont :

• EPICA Dôme C (Antarctique) : carotte de ~3 270 m couvrant environ 800 000 ans.
• GRIP/GISP2/NGRIP (Groenland) : environ 120 000 ans, résolution plus fine.

Les carottes de glace contiennent :

• De la glace formée à partir de la neige (eau piégée) → proxy de température via les isotopes.
• Des bulles de gaz piégées dans la glace → contiennent de l'air ancien, permettant de mesurer directement les concentrations en CO₂, CH₄ et N₂O passées.
• Des poussières, cendres volcaniques, aérosols marins, etc.

L'eau est composée de molécules dont les atomes peuvent être des isotopes différents : $^{16}\text{O}$ (le plus abondant), $^{18}\text{O}$, et pour l'hydrogène : $^{1}\text{H}$ (H) et $^{2}\text{H}$ (D = deutérium). Les molécules légères ($\text{H}_2^{16}\text{O}$) s'évaporent plus facilement ; les molécules lourdes ($\text{H}_2^{18}\text{O}$ ou HDO) ont tendance à se condenser et précipiter en premier.

Interprétation climatique :

• Quand la température est élevée (interglaciaire) : l'évaporation est intense, les précipitations polaires sont relativement riches en $^{18}\text{O}$ → δ18O moins négatif (moins appauvri).
• Quand la température est basse (glaciaire) : les masses d'air s'appauvrissent progressivement en $^{18}\text{O}$ avant d'atteindre les pôles → δ18O très négatif.

Le même raisonnement s'applique au δD (deutérium), avec une pente différente (~6–8 ‰ par °C).

Les fonds océaniques accumulent continuellement des sédiments : débris de coquilles, minéraux terrigènes, matières organiques. En forant dans ces sédiments (programme DSDP, ODP, IODP), on extrait des carottes sédimentaires qui enregistrent des millions d'années de climat.

Les foraminifères sont de petits protistes marins qui construisent une coquille calcaire (test) en CaCO₃. Ils sont d'excellents proxies climatiques pour deux raisons :

D'autres archives sédimentaires existent :

• Grains de pollen dans des tourbières ou des sédiments lacustres → reconstitution des flores et des températures continentales.
• Diatomées (algues siliceuses) → proxies de température et de nutriments dans les mers.
• Coraux : leur squelette calcaire enregistre δ18O et Sr/Ca, proxies de température de l'eau sur quelques centaines d'années.

Au-delà des carottes de glace et des sédiments marins, de nombreuses autres archives permettent de reconstituer les paléoclimats :

Le Quaternaire (depuis ~2,6 Ma) est marqué par une alternance de périodes froides (glaciaires) et de périodes plus chaudes (interglaciaires). Ces cycles sont clairement enregistrés dans toutes les archives paléoclimatiques.

On distingue deux grandes périodicités :

• Avant ~1 Ma : cycles dominants à ~41 000 ans (obliquité).
• Depuis ~1 Ma : transition vers des cycles de ~100 000 ans (excentricité), plus amples → les glaciations sont plus longues et plus intenses.

Pendant les périodes glaciaires :

• La température moyenne globale était environ 4 à 7 °C inférieure à l'actuel.
• Le niveau marin était environ 120 m plus bas (eau stockée dans les calottes).
• Les calottes recouvraient une grande partie de l'Amérique du Nord et du Nord de l'Europe.
• Le CO₂ atmosphérique était ~180 ppm (contre ~280 ppm en interglaciaire naturel).

Au début du XX^e siècle, l'astronome serbe Milutin Milanković a calculé que les paramètres orbitaux de la Terre varient de façon périodique, modifiant la quantité et la répartition de l'énergie solaire reçue par la Terre (insolation). Ces variations sont le principal forçage orbital des cycles glaciaires.

L'hypothèse de Milanković a été confirmée dans les années 1970 par l'étude des foraminifères (article SPECMAP, 1976) : les périodicités de 100 000, 41 000 et 23 000 ans sont toutes présentes dans les courbes de δ18O des sédiments marins.

Le forçage orbital de Milanković ne suffit pas à lui seul à expliquer l'amplitude des glaciations (environ 4–7 °C de différence globale). Des mécanismes de rétroaction positive amplifient le signal initial.

Principales rétroactions lors d'un refroidissement :

• Rétroaction albédo–glace : le refroidissement → extension des glaces et neiges → augmentation de l'albédo → moins d'énergie absorbée → refroidissement supplémentaire.
• Rétroaction CO₂ : le refroidissement → l'océan absorbe plus de CO₂ (solubilité augmente avec la baisse de T) → baisse du CO₂ atmosphérique → effet de serre réduit → refroidissement amplifié.
• Rétroaction vapeur d'eau : le refroidissement → moins d'évaporation → moins de vapeur d'eau (GES puissant) → refroidissement supplémentaire.

La corrélation très forte entre les courbes de CO₂ et de température dans les carottes de glace illustre parfaitement ces rétroactions : les deux variables varient quasi-simultanément (avec un décalage de quelques centaines à milliers d'années).