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Le rôle de la tectonique des plaques sur le climat Leçon d’option –Secteur C – agrégation Proposition de plan par : Mathieu Rodriguez, Agrégé préparateur, Ens [email protected] Introduction : L’idée de liens entre climat et tectonique émerge dès les prémices de la théorie de la dérive des continents, dans une publication par Wegener et Köppen dès 1924. La théorie de la tectonique des plaques a pour objet les mouvements horizontaux et verticaux des plaques lithosphériques, sous l’effet des forces aux limites de plaques et des forces de volume. La mobilité des plaques est la conséquence de la gravité (traction du slab au niveau des zones de subduction, forces de volume) et de la dissipation du flux de chaleur interne. Le terme climat dérive du mot grec signifiant incliné. L’inclinaison de l’axe de rotation de la terre par rapport au plan de l’écliptique, de l’ordre de 23°, influe sur l’insolation et ainsi sur la quantité d’énergie reçue en fonction de la latitude. En météorologie, le climat est défini par l’évolution annuelle des précipitations et de la température sur une région donnée (diagramme ombrothermique). Les grandes ceintures climatiques actuelles correspondent aux grands biomes (climat tempéré, continental, océanique, aride…). La distribution de la végétation reflète le climat. Une caractéristique du climat actuel est la présence de glaciers aux deux pôles. Il s’agit d’une situation irrégulière dans l’histoire de la Terre, seules 5 grandes époques glaciaires ayant été reconnues (Huronienne, ~2.3 Ga ; ‘terre boule de neige’ entre 600 et 900 Ma ; glaciation ordovicienne, glaciation Permo-Carbonifère, et Cénozoïque-Quaternaire). La présence de calottes résulterait de la conjonction de conditions climatiques et tectoniques particulières, qu’il s’agit de déterminer. La Terre est actuellement le siège de changements climatiques (augmentation de l’effet de serre, et de la température globale au cours de l’ère industrielle ; augmentation générale du niveau eustatique…). Il n’existe pas de corrélation entre les changements climatiques initiés au cours des derniers siècles et le mouvement instantané des plaques, tel que mesuré par le GPS. Les montagnes agissent à la façon de barrières topographiques sur la circulation atmosphérique, et contrôlent la distribution des précipitations (système Himalaya-Mousson ; Andes-El Nino). De façon transitoire, une éruption volcanique peut influencer le climat sur quelques mois/années, les aérosols libérés dans l’atmosphère lors des éruptions volcaniques affectant l’effet de serre et le bilan radiatif de la Terre (ex. Laki, Islande, 1786 ; Krakatau, Indonésie, 1883). Les changements climatiques au cours du dernier cycle glaciaire- interglaciaire ont eu lieu sans qu’aucun changement cinématique significatif n’ait été détecté. L’histoire récente de la Terre (~derniers 100 000 ans), telle que nous la connaissons, ne semble pas indiquer de relation claire et durable entre la dynamique de la terre solide et la

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Le rôle de la tectonique des plaques sur le climat

Leçon d’option –Secteur C – agrégation

Proposition de plan par : Mathieu Rodriguez, Agrégé préparateur, Ens

[email protected]

Introduction :

L’idée de liens entre climat et tectonique émerge dès les prémices de la théorie de la dérive

des continents, dans une publication par Wegener et Köppen dès 1924.

La théorie de la tectonique des plaques a pour objet les mouvements horizontaux et verticaux

des plaques lithosphériques, sous l’effet des forces aux limites de plaques et des forces de

volume. La mobilité des plaques est la conséquence de la gravité (traction du slab au niveau

des zones de subduction, forces de volume) et de la dissipation du flux de chaleur interne.

Le terme climat dérive du mot grec signifiant ‘incliné’. L’inclinaison de l’axe de rotation de la

terre par rapport au plan de l’écliptique, de l’ordre de 23°, influe sur l’insolation et ainsi sur la

quantité d’énergie reçue en fonction de la latitude. En météorologie, le climat est défini par

l’évolution annuelle des précipitations et de la température sur une région donnée

(diagramme ombrothermique).

Les grandes ceintures climatiques actuelles correspondent aux grands biomes (climat tempéré,

continental, océanique, aride…). La distribution de la végétation reflète le climat. Une

caractéristique du climat actuel est la présence de glaciers aux deux pôles. Il s’agit d’une

situation irrégulière dans l’histoire de la Terre, seules 5 grandes époques glaciaires ayant été

reconnues (Huronienne, ~2.3 Ga ; ‘terre boule de neige’ entre 600 et 900 Ma ; glaciation

ordovicienne, glaciation Permo-Carbonifère, et Cénozoïque-Quaternaire). La présence de

calottes résulterait de la conjonction de conditions climatiques et tectoniques particulières,

qu’il s’agit de déterminer.

La Terre est actuellement le siège de changements climatiques (augmentation de l’effet de

serre, et de la température globale au cours de l’ère industrielle ; augmentation générale du

niveau eustatique…). Il n’existe pas de corrélation entre les changements climatiques initiés

au cours des derniers siècles et le mouvement instantané des plaques, tel que mesuré par le

GPS. Les montagnes agissent à la façon de barrières topographiques sur la circulation

atmosphérique, et contrôlent la distribution des précipitations (système Himalaya-Mousson ;

Andes-El Nino). De façon transitoire, une éruption volcanique peut influencer le climat sur

quelques mois/années, les aérosols libérés dans l’atmosphère lors des éruptions volcaniques

affectant l’effet de serre et le bilan radiatif de la Terre (ex. Laki, Islande, 1786 ; Krakatau,

Indonésie, 1883). Les changements climatiques au cours du dernier cycle glaciaire-

interglaciaire ont eu lieu sans qu’aucun changement cinématique significatif n’ait été détecté.

L’histoire récente de la Terre (~derniers 100 000 ans), telle que nous la connaissons, ne

semble pas indiquer de relation claire et durable entre la dynamique de la terre solide et la

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dynamique atmosphérique/océanique … Mais qu’en est-il si on regarde au-delà, sur une

échelle de temps plus étendue, de l’ordre du million d’années?

Les interactions entre tectonique et climat sont complexes. Il ne s’agit pas ici d’évoquer dans

les détails comment le climat (et les différents agents érosifs qu’il contrôle) influence les

processus tectoniques, mais de se concentrer exclusivement sur le rôle des processus

tectoniques sur l’évolution climatique. Il est cependant difficile de discriminer dans certains

cas si un changement climatique est à l’origine d’un changement tectonique, ou l’inverse.

Discuter ces limites est un point important de la leçon.

Problématique :

Est-ce que les changements climatiques à l’échelle du million d’années sont contrôlés par la

tectonique des plaques ? Comment la tectonique des plaques peut-elle influencer le climat

(par quels processus ; influence directe de la tectonique sur le climat ; influence indirecte de la

tectonique sur le climat) ? Nous limitons ici le sujet au Phanérozoïque, avec une brève

incursion à la fin du Protérozoïque pour discuter de l’hypothèse de la Terre ‘Boule de Neige’.

Démarche :

Dans un premier temps nous identifierons les principaux changements climatiques qui se sont

succédé au cours du Phanérozoïque, à partir de quelques proxies clefs. Après avoir expliqué

comment le paléomagnétisme permet d’établir des reconstructions paléogéographiques, nous

chercherons à identifier les phénomènes associés à la tectonique des plaques, contemporains

ou proches dans le temps des changements climatiques identifiés au préalable. La

contemporanéité entre des processus tectoniques et climatiques majeurs suggère un lien de

cause à effet, qu’il faut cependant remettre systématiquement en question, l’enregistrement de

tels épisodes géologiques autorisant bien souvent plusieurs interprétations.

!!! Prendre garde à toujours préciser l’âge des évènements mentionnés, et la durée des effets

de la tectonique sur le climat, surtout concernant le volcanisme !!!

1. Reconstructions paléoclimatiques et paléogéographiques : à la recherche de

relations temporelles entre tectonique et climat

A- Reconstruction des climats passés, à l’échelle du Phanérozoïque

-Rappel du principe du δ18O : le fractionnement des isotopes de l’Oxygène est fonction des

variations de la température. Utilisation des foraminifères benthiques pour reconstructions

paléoclimatiques à l’échelle du Cénozoïque/Mésozoïque. L’augmentation du δ18O des

benthiques correspond à une diminution de la température.

-Courbe de la variation du δ18O au cours du Phanérozoïque : Identification d’un

refroidissement global au cours du Cénozoïque, dès 30-35 Ma, δ18O des benthiques augmente

de -1 à 5.

En 65 MA: augmentation (alourdissement) de 5.8 ‰du δ18O:

3.1 ‰: refroidissement des eaux de fond

1.2 ‰: développement inlandsis en Antarctique

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1.1 ‰: développement inlandsis dans l’hémisphère nord

Le refroidissement Cénozoïque vu par les isotopes de l’oxygène et du carbone

-Concentration en CO2 ; multitude de proxies : degré de saturation des alkénones, indice

stomatique, variations du δ13C de la matière organique et des carbonates, modèles GCM…

(Indice stomatique = nombre de stomates/nombre de cellules épidermiques : diminue avec

l’augm. du CO2 atm)

-Identification d’une chute du CO2 durant le Paléozoïque et durant le Cénozoïque.

Augmentation du CO2 durant le Crétacé supérieur. A la fin du Crétacé, la valeur du CO2 atm

était de 5000 ppm ; la valeur actuelle est de ~400 ppm (280 ppm avant industrialisation).

Au tableau : courbes simplifiées de l’évolution du δ18O et du CO2 au cours du Phanérozoïque

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Evolution du CO2 atm au Cénozoïque et au Phanérozoïque. Chutes du CO2 contemporaines

des orogènes.

B- Reconstructions paléogéographiques : le paléomagnétisme.

- Le principe de l'interprétation des anomalies magnétiques a été établi à partir de mesures

réalisées au niveau de la dorsale de Carlsberg par Vine et Matthews. Il est le suivant : les

basaltes sont émis au niveau de l'axe de la dorsale, se solidifient et cristallisent rapidement au

contact de l’eau et acquièrent une aimantation (liée à leurs minéraux ferro-magnésiens), qui

enregistre la polarité du champ magnétique terrestre au moment de leur formation. Le

plancher océanique est ensuite repoussé de part et d’autre de la dorsale quand du nouveau

magma arrive en surface, à l’axe de la dorsale. Le champ magnétique terrestre subit des

inversions de façon irrégulière au cours du temps. Ces inversions sont fossilisées par le

plancher océanique, et induisent des anomalies du champ magnétique par rapport au champ

actuel. Les inversions de polarité ont été datées par des forages (étude de l’âge des sédiments

recouvrant le plancher) et des datations radio-chronologiques des basaltes et fournissent un

calendrier de l’ouverture des océans. Les profils d'anomalies magnétiques et les cartes des

fonds océaniques permettent ainsi de reconstituer la géométrie des dorsales à un moment

donné, et de déduire certains paramètres du mouvement relatif entre deux plaques (migration

du pôle de rotation, taux d'ouverture océaniques et asymétrie de l'accrétion).

-Les études de paléomagnétisme des roches permettent aussi de retrouver les anciennes

latitudes d'un continent, avec cependant de plus fortes incertitudes par rapport aux anomalies

magnétiques du plancher océanique. Au-delà de 180 Ma, le paléomagnétisme est la seule

méthode pour contraindre la position des continents. Les sédiments détritiques contiennent

eux aussi des minéraux ferro-magnésiens capables de fossiliser le champ magnétique au

moment de leur formation. La mesure de l’inclinaison du champ magnétique fossile permet

d’avoir accès à la paléolatitude du milieu de dépôt, selon la relation tan (inclinaison) = 2 tan

(latitude). En revanche, il est difficile de contraindre les paléo-longitudes. Les incertitudes

dans les estimations des paléo-latitudes varient de 1 à plusieurs dizaines de degré de latitude,

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selon la qualité de l’enregistrement paléomagnétique. Ainsi, il existe une incertitude de 500 à

1000 km sur la position de l’Inde avant sa collision avec l’Eurasie, ce qui a de fortes

implications sur les scénarios de convergence Inde-Eurasie, et le timing précis de la collision

en particulier.

-Au cours du Phanérozoïque, 2 cycles de Wilson majeurs (i.e. ouverture, fermeture océan,

orogène sur ~500 Ma) ; correspondant à la fragmentation du supercontinent Rodinia pour le

Paléozoïque, et la fragmentation de la Pangée pour le Mésozoïque et le Tertiaire. Episodes de

formation de chaînes de montagnes autour de 300-400 Ma ; et au Cénozoïque, avec la

fermeture de la Neotéthys et de ses branches.

Au tableau : indiquer périodes d’ouverture des océans et périodes d’orogenèse, avec un code

de couleur différent

C- Datations des provinces magmatiques géantes

-Principe de la radiochronologie (K/Ar ; Rb/ Sr) : la désintégration des éléments radioactifs

depuis la fermeture du système considéré est fonction du temps.

-Identification de plusieurs épisodes de volcanisme intense : trapps de Sibérie, Deccan,

Provinces magmatiques géantes du Parana/ Etendeka ; Otong-Java… Episodes Crétacé

essentiellement, forte dissipation du flux de chaleur.

Au tableau : indiquer les épisodes magmatiques principaux

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Ages des principales provinces magmatiques géantes (Large Igneous Provinces) à partir de

la fin du Paléozoïque

D- Reconstitution des flux sédimentaires

-Estimation des volumes de sédiments dans les bassins, par sismique réflexion, forages et

calages stratigraphiques. Mais seule une fraction des sédiments érodés arrive dans les océans

(50%), le reste est piégé sur la plate forme continentale ou sur les terres émergées. Limité à

des études régionales.

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Flux terrigène au cours des 30 derniers MA… Plusieurs interprétations possibles :

augmentation exponentielle du flux terrigène ou problème de probabilité de préservation des

sédiments ?

-Traceurs géochimiques :

-Le traceur géochimique qui permet de retracer les variations du flux sédimentaire à plus

grande échelle de temps est le rapport 87Sr/86Sr dans les carbonates océaniques (ex. test des

foraminifères). Le Sr est issu de la désintégration du Rb. Les ions Sr2+ dans l’océan

proviennent soit de l’altération des continents, soit de l’altération du plancher océanique au

niveau des dorsales. Les ions Sr2+ s’insèrent en substitution du Ca2+ dans les carbonates, et

sont donc bien préservés à l’échelle des temps géologiques. Le temps de résidence du Sr est

de l’ordre de 3 à 5 Ma, ce qui permet de mettre en évidence des variations de l’altération à

grande échelle de temps. Les variations du rapport 87Sr/86Sr dans les océans peut être

interprété de 2 façons. Les roches plutoniques, formées lentement et en profondeur, ont un

fort rapport 87Sr/86Sr, le 87Rb ayant tout le temps de se désintégrer en 87Sr. Une augmentation

du 87Sr/86Sr océanique correspond donc à une augmentation de l’altération continentale ; suite

à la surrection de relief et à l’exhumation de roches plutoniques, ou suite à un changement

climatique. Les roches volcaniques, comme les basaltes océaniques, cristallisent rapidement,

et ont par conséquent un 87Sr/86Sr faible. Une chute du 87Sr/86Sr océanique correspondrait

donc aux épisodes de formation des dorsales océaniques. L’interprétation de ce signal doit

donc être couplée aux reconstructions paléogéographiques.

-10Be : isotope cosmogénique; permet d’étudier les flux sédimentaires sur les 10 derniers Ma

seulement, mais avec une meilleure résolution.

Au tableau : une courbe simplifiée des variations du 87Sr/86Sr à l’échelle du Phanérozoïque ;

courbe des flux sédimentaires du Cénozoïque

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Evolution du rapport 87Sr/86Sr au cours du Phanérozoïque

Corolaire - Relations temporelles, synchronicité entre certains épisodes

volcaniques/tectoniques et des changements climatiques majeurs : simples coïncidences ou

relations de causes à effet ?

Etudier les variations climatiques à l’échelle du cycle de Wilson/ effet de l’ouverture-

fermeture des océans ? de la formation des chaînes de montagne ? du volcanisme ?

(Je préfère commencer par le rôle des chaînes de montagnes car c’est plus compliqué mais

on peut commencer aussi bien par l’ouverture des océans.)

2. Orogenèses et climat

Hypothèse d’un lien orogène-climat du fait de la coïncidence temporelle entre les périodes de

diminution du CO2 atm, les périodes de refroidissement global sur plusieurs dizaines de

millions d’années et cycles orogéniques Hercynien-Alpin.

A- L’altération des chaînes de montagne : un piège à CO2 atmosphérique ?

Comment la formation d’une chaîne de montagne peut-elle entraîner piégeage du CO2 ?

-Un mécanisme proposé est l’altération des silicates, qui selon l’équation chimique

suivante, permet de piéger 2 molécules de CO2 par molécule de silicate altérée :

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Altération des silicates:

2CO2 + H2O + CaSiO3 = Ca 2+ + 2HCO3- + SiO2

Les produits de l’altération sont ensuite transportés vers les océans, où ils vont précipiter sous

la forme de carbonate :

Précipitations des carbonates:

Ca2+ + 2HCO3- = CaCO3 + CO2 + H2O

Le bilan final est de 1 molécule de CO2 piégée pour une molécule de Silicate altérée.

CO2 + CaSiO3 = CaCO3 + SiO2

Dans le cas de l’altération des carbonates, le bilan est neutre.

L’altération chimique est modulée par d’autres facteurs, étroitement liés au climat :

-la température : une augmentation de la température de 10° double la vitesse

d’altération des silicates.

-le régime de précipitations, et l’étendue des glaciers.

-Une première façon de voir le problème est de considérer qu’une augmentation du taux

d’altération continentale aurait pour conséquence la consommation de CO2 atm, et ainsi une

diminution de l’effet de serre et un épisode de refroidissement climatique. La surrection

d’importants reliefs (formation de chaînes de montagnes) entraînerait une altération accrue

des continents, et favoriserait le piégeage du CO2 atm.

-Cependant, un refroidissement climatique, déclenché par un facteur indépendant de

l’évolution des chaînes de montagnes, peut avoir pour conséquence un régime de

précipitations accru dans une région de chaîne de montagne. Au niveau de la chaîne de

montagne, l’exhumation des roches est entretenue par les phénomènes de compensation

isostatique qui accompagnent l’érosion, et l’altération des reliefs piège le CO2 atm. Rappelons

ici que 80% de la topographie des chaînes des montagnes sont dus à l’érosion et à la

compensation isostatique : l’érosion n’est pas une réponse passive à la formation des reliefs

mais un acteur majeur de leur formation et évolution. Il se met alors en place une boucle de

rétroaction positive, le refroidissement climatique initial étant alors amplifié par le piégeage

de CO2 atm par les processus d’altération.

-Nous pointons là le problème majeur des interactions tectonique-climat : qui du changement

climatique ou tectonique a eu lieu en premier ? La réponse géologique (flux

sédimentaire)/climatique étant au final identique… Les incertitudes sur le timing des épisodes

de collision et sur la mise en place des changements climatiques ne permettent pas toujours de

répondre à cette question, et il est alors facile de s’enfermer dans des raisonnements

circulaires (problème de ‘poule et d’œuf’) du fait des boucles de rétroaction.

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B- Signification des changements du flux sédimentaire

-Les estimations du flux sédimentaires montrent des variations qui coïncident temporellement

avec les épisodes de formation de chaînes de montagne. Par ex., rapport 87Sr/86Sr augmente

lors des épisodes de formation de chaîne de montagne des cycles alpin & hercynien.

-Une augmentation du flux sédimentaire peut être interprétée soit comme le résultat du

changement climatique, soit comme la surrection d’une montagne, ou les deux, lorsque le

soulèvement topographique est lié à la compensation isostatique qui fait suite à un épisode

érosif. Du fait des boucles de rétroaction positive gouvernant les interactions tectonique-

climat, il est donc difficile de discriminer à partir des seules variations du flux sédimentaire

l’action de la tectonique sur le climat, ou l’inverse.

-Les estimations du volume total (i.e. global) de sédiments délivré aux océans au cours du

Cénozoïque semblent à première vue en accord avec ce modèle. Le volume de sédiments

terrigène augmente de façon exponentielle depuis 30 Ma environ, avec un pic au Plio-

Pléistocène. A première vue, cela est cohérent avec le refroidissement initié il y a environ 30

Ma à l’Oligocène, correspondant au développement d’une calotte glaciaire au pôle sud et à la

formation des principales chaînes de montagne associées à la fermeture de la Néotéthys, et

avec l’accélération du refroidissement global initié il y a 2.5-3 Ma par le développement de la

calotte du pôle nord. Cependant, les variations du 10Be sur 10 Ma ne montrent pas

l’augmentation du flux espérée au cours du Plio-Pléistocène. Un problème important dans

l’estimation du flux sédimentaire est que les sédiments terrigènes sont remobilisés au cours du

temps. Plus un dépôt est ancien, plus il a de chance d’être remobilisé (i.e. sa probabilité d’être

préservé dans l’enregistrement sédimentaire baisse). Il existe un débat pour savoir si

l’augmentation du flux sédimentaire au Cénozoïque est réelle, ou si elle reflète simplement la

probabilité des sédiments d’être préservé.

Si l’augmentation exponentielle du flux terrigène au cours du Cénozoïque venait à être

rejetée, cela impliquerait de reprendre entièrement la problématique de l’origine du

refroidissement climatique entamé à l’Oligocène.

C- Le rôle de la formation d’une chaîne de montagne sur le climat : la collision Inde-

Eurasie et la mousson

La plus célèbre controverse relative à cette leçon est celle des interactions entre le

soulèvement de l’Himalaya-Tibet, et les variations d’intensité de la mousson indienne au

cours du Cénozoïque.

Dans la situation actuelle, le réchauffement de la surface du Tibet influence le gradient de

pression atmosphérique, et donc le climat. Qu’en était-il par le passé ?

Au début des années 90, les datations disponibles faisaient état d’un épisode de soulèvement

majeur de l’Himalaya autour de 8 Ma (+/- 1 Ma), marqué par l’activation du détachement sud

tibétain. En parallèle, l’enregistrement paléontologique venait de révéler un changement

écologique majeur à l’échelle du continent indien, marqué par le remplacement des plantes à

métabolisme photosynthétique en C3 par les plantes en C4. Les mesures du δ18O alors

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disponibles indiquaient un appauvrissement autour de 8-10 Ma, interprété comme une

intensification des précipitations saisonnières associées à la mousson. En mer d’Arabie, les

sédiments pélagiques de la Ride d’Owen, une série de rides bathymétriques longeant la limite

de plaque Inde-Arabie, enregistrent à 8-9 Ma une augmentation majeure des abondances en G.

bulloides, le foraminifère qui, à l’échelle du Quaternaire, est considéré comme le proxy clef

pour retracer les variations d’intensité de la mousson.

Au début des années 90, tout indiquait qu’un épisode de soulèvement majeur de l’Himalaya

avait eu lieu en même temps qu’une phase d’intensification majeure de la mousson, au

Miocène supérieur. Est-ce le soulèvement de l’Himalaya qui a bouleversé la circulation

atmosphérique et déclenché une intensification de la mousson ? Ou est-ce l’intensification de

la mousson qui a provoqué l’accélération du soulèvement de l’Himalaya ? Ce fut la première

fois que la notion de rétroaction positive entre processus atmosphériques et tectoniques fut

proposé.

Depuis, de nombreuses observations sont venues remettre en cause le scénario exposé ci-

dessus, sans toutefois remettre en cause fondamentalement les mécanismes des interactions

tectonique-climat et le concept de rétroaction positive entre les processus.

Tout d’abord, de nombreuses expéditions de terrain ont permis de dater l’activation des

différents accidents de l’Himalaya. Si le détachement sud tibétain se met bien en place au

Miocène sup., de nombreuses failles se mettent en place au cours du Miocène et du Plio-

Pléistocène, reflétant la construction progressive du prisme orogénique. Les progrès de la

thermochronologie et la densité des échantillons prélevés en différentes régions ont permis de

mettre en évidence que les épisodes majeurs d’exhumation des roches au sein de l’Himalaya

et du Tibet avaient eu lieu autour de 35-40 Ma et de 15-20 Ma. Il reste difficile d’estimer les

paléo altitudes d’une chaîne de montagne. La seule méthode à peu près valide est basée sur le

fait que le fractionnement de l’Oxygène est fonction de l’altitude. Les mesures du δ18O dans

les lacs Eocène-Oligocène au sommet du plateau tibétain montrent que l’altitude du plateau

était déjà de l’ordre de 4000-5000 m il y a 35-40 Ma. Le soulèvement topographique de

l’Himalaya et du Tibet a donc eu lieu bien avant l’intensification de la mousson à 8 Ma.

Comment se fait-il qu’un tel décalage temporel (au moins 10 Ma) existe entre le changement

tectonique et le changement climatique?

Plusieurs observations ont posé un doute sur la réalité d’une intensification de la mousson

autour de 8 Ma, de nombreux enregistrements sédimentaires étudiés au cours des années 2000

montrant au contraire un affaiblissement de la mousson sur cette période. De plus, le

soulèvement de la ride d’Owen, où le pic en abondances de G. bulloides avait été observé, a

été ré-évalué à 8 Ma suite à la collecte de nouveaux profils sismiques. Dans ce cas là, le pic de

G. bulloides ne reflète pas une intensification de la mousson, mais simplement le soulèvement

de la ride d’Owen au dessus de la CCD, impliquant une meilleure préservation des

foraminifères… Il semblerait donc qu’il n’y ait pas eu d’intensification de la mousson à 8 Ma.

Cependant, l’origine du changement écologique des plantes en C3 vers les plantes en C4 à

l’échelle de l’Inde reste encore mal expliquée…

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Le débat mousson vs croissance de l’Himalaya-Tibet : synthèse des observations

Les interprétations des observations à l’origine du modèle d’interaction tectonique-climat

proposé au début des années 90 ne sont donc plus valides, pour l’essentiel. Faut-il cependant

rejeter les mécanismes proposés à l’époque ? Des études récentes montrent que la mousson se

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serait initiée il y a 35-40 Ma, lors des tous premiers stades de soulèvement des reliefs. Le

mécanisme de rétroaction positive entre tectonique et climat reste donc valide, mais transposé

près de 30 Ma auparavant !

Les études cinématiques les plus récentes, basées sur les anomalies magnétiques de l’Océan

indien, et la datation de certains évènements géologiques, suggèrent que la collision Inde-

Eurasie a eu lieu il y a 47 Ma. La croissance du relief aurait donc débuté peu après, en même

temps que l’initiation de la proto-mousson.

Il y a en revanche eu plusieurs variations d’intensité de la mousson depuis 40 Ma, qui ne

correspondent pas, de façon directe, à des évènements tectoniques marqués, mais qui suivent

au premier ordre le rythme du refroidissement global.

Reconstruction de la convergence Inde-Eurasie, incertitudes liées à la forme de la grande

Inde avant la collision

(-Autre exemple possible : le rift est africain, le développement de la topographie associée, et

le passage à la savane…etc.)

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3. Cycle de vie d’un océan, volcanisme, et climat

Dans cette partie, nous abordons comment les processus tectoniques qui affectent un océan au

cours de son histoire peuvent influencer le climat, de son ouverture à sa fermeture. Nous

n’abordons ici que le volcanisme associé au cycle de vie de l’océan, les épisodes volcaniques

à l’origine des provinces magmatiques géantes étant discutés dans une partie ultérieure.

A- Le volcanisme associé au cycle de vie d’un océan et les provinces magmatiques

géantes (LIPs : Large Igneous Provinces)

-Les fortes concentrations en CO2 atm du Crétacé sont corrélées aux forts taux de production de

croûte océanique correspondant à l’ouverture de la Néotéthys et de l’Atlantique, culminant à

l’Albo-Aptien ; et aux épisodes de formation des provinces magmatiques géantes du

Mésozoïque. Le CO2 dégagé au cours de ces épisodes volcaniques entraîne une augmentation

de l’effet de serre.

-De nombreux processus de déchirure continentale sont associés à la formation de provinces

magmatiques géantes. Par exemple, la mise en place des CFB (continental flood basalts) de

l’Atlantique central dès 200 Ma sur plus de 7.106 km² a causé une augmentation de CO2 atm

telle que les températures globales ont augmenté de +3-4°C.

-Le volcanisme intraplaque, type trapp, est aussi associé à des changements climatiques,

comme ce fût le cas lors de la formation des trapps du Deccan (65 Ma) et de Sibérie (250

Ma).

-Volcanisme de subduction : continu à l’échelle des temps géologiques, tant que la subduction

perdure ; pas de grande variabilité comparé aux LIPs etc…

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-Les épisodes de formation de provinces magmatiques géantes peuvent indirectement

déclencher un changement climatique. Par exemple, la province Nord Atlantique mise en

place autour de 55 Ma au niveau de la Norvège a induit un changement climatique et un

réchauffement des eaux océaniques, qui ont eu pour conséquence la déstabilisation d’hydrates

de gaz piégés dans les sédiments. 1500 gigatonnes de C auraient ainsi été délivrées dans

l’atmosphère suite au changement climatique initial, causant l’épisode de réchauffement

climatique Paléocène. L’augmentation de température a été telle que l’altération des

continents aurait été amplifiée, tout comme la pompe biologique, pompant ainsi l’excès de C

délivré dans l’atmosphère.

-Les épisodes volcaniques jouent sur le climat à différentes échelles de temps : la libération de

sulfure et des cendres lors de l’éruption affecte l’insolation à l’échelle de quelques

mois/années ; la libération de gaz à effet de serre affecte le climat à l’échelle de 105-106

années. Dans le plus long terme, l’érosion des produits du volcanisme joue le rôle de piège à

CO2.

Comment les éruptions volcaniques influencent le climat (diversité des interactions et

processus impliqués)

B- Les connections inter-océaniques

-La tectonique contrôle l’ouverture et la fermeture des connections entre océans, et ainsi le

circuit de la circulation océanique, et le transfert de chaleur associé.

-Actuellement, la circulation océanique est gouvernée par le système de circulation

thermohaline, qui contrôle les transferts de chaleur entre les pôles, sur une échelle de temps de

l’ordre de 1000-1500 ans. Le plongement des eaux de surface au niveau de l’Atlantique Nord

constitue un puits de Carbone fondamental dans le système climatique actuel.

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-Cependant, la mise en place de la circulation thermohaline est un phénomène récent à

l’échelle de l’histoire de la Terre, et fait suite à la fermeture de différents isthmes et

connections entre les océans, qui ont forcé le développement d’une circulation N-S dans

l’Atlantique. La fermeture des différentes connections s’opère au cours du Miocène et du

Pliocène ; la circulation thermohaline actuelle n’existe que depuis le début du Pléistocène

(~2.5 Ma). Le développement de la calotte Arctique favorise elle-même l’isolement des

différents océans, du fait de la chute drastique du niveau marin qu’elle a entraîné, et de

l’émersion des terres au niveau des différentes connexions…

Synthèse des âges de fermeture des connections interocéaniques

-La fermeture de la Néotéthys a aussi causé la fermeture de nombreuses connections. Par

exemple, la collision Arabie Eurasie entre 20 et 30 Ma a fermé la connexion entre la

Méditerranée et l’Océan Indien. La conséquence est la mise en place de la circulation des

Aiguilles au large de l’Afrique du Sud ; entre les océans Indien et Atlantique, enregistrée par

de vastes dépôts contouritiques. Une mer épicontinentale a persisté au front du Zagros : la

Paratéthys, qui a continué d’influencer le climat jusqu’à sa disparition autour de 10 Ma.

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Reconstructions paléogéographiques et paléocéanographiques : fermeture de la paratéthys

entre Arabie et Eurasie : début du développement d’une circulation N-S dans l’océan Indien

-A contrario, l’ouverture de connections peut aussi influencer le climat. Par exemple :

-L’ouverture du détroit de Gibraltar autour de 5.3 Ma a rétabli une connexion entre la

Méditerranée et l’Atlantique.

-L’ouverture du passage de Drake entre l’Antarctique et l’Amérique du sud il y a

environ 30 Ma aurait permis le développement d’une circulation circum-polaire, qui

aurait isolé thermiquement le continent antarctique, et aidé la croissance de la calotte

antarctique. L’ouverture du passage de Drake aurait donc pu initier le refroidissement

Cénozoïque dès 30 Ma, et les interactions tectonique-climat détaillées ci-

dessus…Mais le timing de son ouverture est soumis à controverses.

-Lorsque l’ensemble des océans était connecté, au Crétacé, la circulation était méridienne

(direction E-W). L’Océan mondial avait une T° moyenne de 15°C ; 10° aux pôles, pas de

glaces. Ainsi le gradient de température pôle-équateur était très réduit au Crétacé (p/r à

l’actuel), le brassage des eaux quasi inexistant (pas de circulation thermohaline), entraînant

des conditions anoxiques et le piégeage de matière organique (sans grande conséquence sur le

climat au vu de l’effet de serre qui régnait à l’époque). La situation au Crétacé était donc

différente de celle du Pléistocène, avec absence totale de circulation thermohaline, et

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l’absence de transfert de chaleur d’un pôle à l’autre. La connexion des océans, contrôlée par la

tectonique, est donc un facteur majeur dans l’évolution des climats.

-Les variations du niveau marin influencent aussi les connections océaniques (favorisées en

période de haut niveau). La hausse majeure du niveau marin au Crétacé, en lien avec le

développement des dorsales, a eu pour conséquence l’extension des mers épicontinentales et

‘l’océanisation’ du climat. Ex. Mer de Craie du Crétacé en Europe.

-Au Paléozoïque, les variations du niveau marin contrôlées par la tectonique (fermeture du

rhéique) + glacioeustatisme ont permis l’enfouissement des forêts du Carbonifère et le

piégeage de CO2 sous forme de charbon (à la limite du sujet, ne pas trop développer).

4. Cycles de Wilson, Latitude des masses continentales et climat

Le paléomagnétisme, et l’étude de la distribution des traces sédimentaires des glaciations

passées, montrent que la plupart des glaciations se sont développées lorsque des continents

étaient rassemblés aux pôles (Ordovicien, Permo-carbonifère, Cénozoïque-Quaternaire).

Cependant, la présence de continents aux pôles n’est pas une règle absolue pour qu’une

période glaciaire prenne place. Les études paléomagnétiques ont montré que les vestiges de la

glaciation d’il y a 600-900 Ma étaient pour la plupart à de basses latitudes, proches de

l’équateur, à une époque où aucun continent n’était présent aux pôles. Cela signifie que la

Terre était lors de cette période entièrement recouverte de glace, on parle de ‘Terre Boule de

Neige’.

La présence de l’ensemble des continents aux basses latitudes a probablement favorisé une

altération continentale accrue, et le piégeage de CO2. Des modèles montrent que si les glaces

atteignent des latitudes de 35°, alors l’albédo est tel que la machinerie s’emballe, et le

refroidissement permet le développement de glace sur l’ensemble de la planète.

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Conclusions : rôle du climat sur la tectonique

-Les mouvements tectoniques susceptibles d’influencer le climat s’effectuent sur plusieurs

millions d’années. Difficulté de dater et quantifier les mouvements tectoniques et les

changements climatiques, fortes incertitudes associées à la quantification des différents

phénomènes. Etablir des relations de synchronicité entre évènements tectoniques et

climatiques permet de poser la question d’un lien de cause à effet. Parfois difficile de dire qui

de la tectonique qui du climat a contrôlé un changement environnemental, en particulier pour

le rôle des chaînes de montagne.

-Tectonique : cause directe des changements climatiques (ex. fermeture des isthmes), ou

indirecte (volcanisme, et effets associés, ex. optimum climatique du paléocène). Tectonique

peut accentuer une tendance vers un changement climatique, qui a été déclenché

indépendamment de la tectonique. Ex. fermeture des connections inter océaniques au Pliocène

accélère le refroidissement global initié auparavant au début du Cénozoïque.

-Ouverture : rôle du climat sur la tectonique, sur la formation des chaînes de montagnes.

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Ex. Schéma bilan