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Sdimentologie

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Isabelle Cojan

Maurice Renard

Sdimentologie

3edition

202748RWE_COJAN.book Page III Mardi, 30. juillet 2013 5:34 17

Illustration de couverture :Brice Canyon, USA J.-P. Cojan

Dunod, Paris, 2013

ISBN 978-2-10-059852-6

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TABLE DES MATIRES

Avant-propos XI

Chapitre 1. La machine sdimentaire : le climat terrestre 1

1.1 Le bilan radiatif de la Terre 1

1.2 Des dsquilibres nergtiques rgionaux loriginedes circulations atmosphriques et ocaniques 5

1.3 Les circulations atmosphriques 7

1.4 La variabilit climatique rgionale 10

1.4.1 Les oscillations climatiques 10

1.4.2 La mousson 12

1.5 Le contrle astronomique du climat terrestre 13

1.5.1 La thorie astronomique du climat (dite thorie de Milankovitch) 14

1.5.2 Les isotopes de loxygne : un palothermomtrequi valide la thorie de Milankovitch 17

1.6 Les prvisions sur lvolution du climat terrestre :lapport de la gologie 22

1.6.1 La sortie de linterglaciaire actuel 24

1.6.2 Le Miocne et le Crtac moyen, des analogues fossilesde situations futures possibles 25

Chapitre 2. La machine sdimentaire : locan 27

2.1 Prsentation gnrale de locan 28

2.1.1 Hypsomtrie 28

2.1.2 Les diffrents ocans 30

2.2 Les grandes structures ocaniques 32

2.2.1 Les marges continentales 32

2.2.2 Les dorsales ocaniques 35

2.2.3 Les bassins ocaniques 35

2.3 Leau de mer : caractristiques physico-chimiques 37

2.3.1 Les proprits de leau 37

2.3.2 La rpartition des tempratures 40

2.3.3 La salinit 43

2.3.4 Les gaz dissous 45

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VI SDIMENTOLOGIE

2.4 Les circulations ocaniques 50

2.4.1 La spirale dEkman 502.4.2 La circulation ocanique de surface 512.4.3 Les mouvements verticaux 532.4.4 La circulation ocanique profonde 572.4.5 Les relations Atlantique-Mditerrane 61

2.5 volution de locan au cours des temps 62

2.5.1 Circulation thermohaline vs circulation haline 622.5.2 Les isotopes de loxygne tmoins de la mise en place progressive

de la circulation thermohaline au cours du Tertiaire 64

Conclusion 64

Chapitre 3. Origine des constituants sdimentaires : altration et hydrothermalisme 67

3.1 Les continents : altration et rosion 67

3.1.1 Les agents de laltration 683.1.2 Les modes daltration chimique 723.1.3 Laltration des minraux silicats en minraux argileux 753.1.4 Les sols 803.1.5 Les palosols 88

3.2 Les fonds marins : altration et hydro-thermalisme 89

3.2.1 Lhydrothermalisme sous-marin 893.2.2 Laltration de la lithosphre ocanique : la serpentinisation 903.2.3 Les processus chimiques associs : influence

sur la composition de leau de mer 91

Chapitre 4. Transport des constituants sdimentaires 95

4.1 Le transport particulaire 95

4.1.1 Les fluides 964.1.2 Les particules sdimentaires 1004.1.3 Le transport des particules par un coulement fluide 105

4.2 Le transport des soluts 108

4.2.1 Lapport des rivires 1084.2.2 Apports sous forme soluble vs apports sous forme particulaire 1084.2.3 Taux drosion mcanique et chimique 1114.2.4 Eau de mer et eau de rivire 1124.2.5 Les temps de rsidence des lments chimiques dans leau de mer 1124.2.6 Lorigine de la salinit 113

Conclusion 115

Chapitre 5. Mise en place des sdiments clastiques 116

5.1 La stratification (bedding) 116

5.1.1 Les couches massives 1175.1.2 Les imbrications dlments 1175.1.3 Les stratifications parallles 1185.1.4 Les strates entrecroises : quelques exemples 119

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TABLE DES MATIRES VII

5.1.5 Les strates granoclasses (graded bedding) 119

5.1.6 Les rythmites 121

5.2 Les formes construites par laction dun coulement fluide (bedform) 121

5.2.1 Les coulements en milieu aquatique 123

5.2.2 Le cas particulier des courants de mare 130

5.2.3 Effets de laction du vent 139

5.3 Dpts rsultant de mcanismes gravitaires 151

5.3.1 Le dplacement en masse 152

5.3.2 Courants et dpts de turbidit 156

5.4 Les modifications postrieures au dpt 165

5.4.1 Les empreintes de surface 167

5.4.2 Les structures de dformation 171

5.4.3 Les traces dactivit organique 173

Conclusion 176

Chapitre 6. Les phnomnes de prcipitation et bioprcipitation 177

6.1 Les carbonates 177

6.1.1 Le systme carbonate : lquilibre gaz carbonique-acidecarbonique-bicarbonates-carbonates 178

6.1.2 La minralogie des carbonates sdimentaires 184

6.1.3 La classification des roches carbonates nritiques 192

6.1.4 La production carbonate plagique 199

6.1.5 Le bilan de la sdimentation carbonate marine 209

6.1.6 La sdimentation carbonate lacustre 211

6.1.7 Les transformations diagntiques des carbonates 215

6.2 La silice 223

6.2.1 La silice dans leau de mer 223

6.2.2 La minralogie et lvolution diagntique prcocedes particules siliceuses biognes 226

6.2.3 Les roches siliceuses marines 227

6.2.4 Les sdiments siliceux continentaux 227

6.3 Les vaporites 228

6.3.1 Les vaporites marines 229

6.3.2 Les vaporites continentales 237

6.4 Les phosphates 238

6.4.1 La formation des phosphorites 239

6.4.2 Les reconcentrations secondaires 241

6.5 La matire organique 241

6.5.1 Lorigine de la matire organique sdimentaire 241

6.5.2 Mthodes dtudes, compositionet origine de la matire organique sdimentaire 243

6.5.3 Les modalits de la conservation de la matire organique en milieu marin 247

6.5.4 Les charbons 250

6.5.5 Les ptroles 258

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VIII SDIMENTOLOGIE

Chapitre 7. La diagense 263

7.1 Les grands mcanismes 263

7.1.1 Les mcanismes physiques : la compaction 2637.1.2 Les transformations chimiques 267

7.2 La diagense prcoce 272

7.2.1 La plate-forme carbonate 2727.2.2 Le plateau continental 2767.2.3 Le domaine plagique 2797.2.4 Les milieux aquatiques de salinits varies ou variables 280

7.3 La diagense denfouissement 282

7.3.1 Les sdiments argileux 2827.3.2 Les sables ou sdiments clastiques 2837.3.3 Les carbonates nritiques 286

7.4 Les carbonates plagiques 288

7.4.1 La karstification : diagense mtorique tardivesur des carbonates stabiliss 289

Conclusion 291

Chapitre 8. Les sries sdimentaires et leur dcryptage 292

8.1 Les donnes de subsurface 292

8.1.1 La sismique 2938.1.2 Les sondages 2968.1.3 Les enregistrements diagraphiques 297

8.2 Lanalyse de facis 300

8.2.1 Dfinition du facis 3008.2.2 Ltablissement des enchanements des facis 3028.2.3 Les modles de facis (ou modles sdimentologiques) 307

8.3 La stratigraphie squentielle : notions de corps sdimentaireset despace disponible, variations du niveau marin 308

8.3.1 La structure sismique des corps sdimentaires 3088.3.2 La notion despace disponible (concept daccommodation) 3118.3.3 Le modle de Vail et al. (1977) : un modle simplificateur mais cohrent 3138.3.4 Les variations du niveau marin au cours des temps gologiques 3198.3.5 Les limites du modle dExxon 326

Chapitre 9. Les sdiments, archives de la Terre 333

9.1 Le domaine fluviatile 334

9.1.1 Caractristiques dun systme fluviatile 3349.1.2 Les environnements fluviatiles actuels 3369.1.3 Les types de systmes fluviatiles 3499.1.4 Les perspectives de la stratigraphie squentielle en milieu continental 353

9.2 Les plates-formes carbonates 359

9.2.1 Les diffrents types de plates-formes 3609.2.2 Les modles sdimentologiques de plate-forme 361

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TABLE DES MATIRES IX

9.2.3 La rpartition des microfacis dans les plates-formes 372

9.2.4 volution des plates-formes et variations du niveau marin 376

9.2.5 Les rcifs (reefs and mounds) 379

9.3 Les ventails sous-marins (deep sea fans) 386

9.3.1 Lalimentation du systme gravitaire 386

9.3.2 Larchitecture des ventails sous-marins 390

9.3.3 Influence des variations relatives du niveau marin 395

9.3.4 Les rservoirs 399

9.3.5 Conclusion 400

9.4 La sdimentation plagique et les environnements ocaniques profonds 400

9.4.1 Les sdiments ocaniques 402

9.4.2 Les dpts ocaniques profonds actuels 405

9.4.3 Le contexte structural de la sdimentation ocanique 409

9.4.4 La sdimentation ocanique : un tmoin de la mobilit lithosphrique 414

9.4.5 Les modles de facis plagiques 417

9.4.6 Les sries plagiques laffleurement sur les continents 419

9.4.7 Les sries plagiques alternantes, le contrle climatiqueet la cyclostratigraphie 426

Conclusion 428

Chapitre 10. Systmes de dpts et tectonique 430

10.1 Les modalits de cration de bassins sdimentaires 431

10.1.1 La subsidence 431

10.1.2 Un contrle mantellique dans la formation des bassins :la notion de topographie dynamique 431

10.1.3 Rles des plissements grande longueur donde de la lithosphredans la formation des bassins sdimentaires intra-plaques 432

10.2 Relief et flux sdimentaires 434

10.3 Les grands types de bassins sdimentaires 435

10.4 Les bassins associs une zone dextension 437

10.4.1 Les modles de mcanismes dextension 437

10.4.2 Lvolution du rift au cours du temps 439

10.4.3 Les rifts avorts 441

10.5 Les bassins associs aux collisions : les bassins davant-pays (foreland) 442

10.5.1 Les mcanismes de la dformation 442

10.5.2 Lorganisation des sries sdimentaires dans les bassins davant-pays 443

10.6 Les bassins associs la subduction et les prismes daccrtion 448

10.6.1 Les diffrents types de bassin 448

10.6.2 Lorganisation des sries sdimentaires des prismes daccrtion 448

10.7 Les bassins associs aux mouvements dcrochants 450

10.7.1 Les mcanismes de la dformation 451

10.7.2 Lorganisation des sries sdimentaires dans les bassinsen dcrochement 451

10.7.3 Exemples de bassins en dcrochements 453

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X SDIMENTOLOGIE

Conclusion 455

Conclusion gnrale 457

Bibliographie 459

Index 461

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AVANT-PROPOS

Cette troisime dition poursuit la dmarche dassurer un quilibre entre lesapproches thoriques qui sappuient sur la physique, la chimie et ltude des envi-ronnements modernes et les observations des gologues partir des affleurements,des donnes de sondages et des enregistrements gophysiques.

Nous avons galement souhait mettre en avant la dmarche sdimentologiqueactuelle en montrant lintgration progressive des diffrentes mthodes. La sdi-mentologie sest dabord dveloppe partir de la description des facis et de leurinterprtation par comparaison avec des exemples actuels, puis elle a intgrltude de lvolution spatio-temporelle des sries sdimentaires dans un but pr-dictif, notamment dans le cadre des recherches industrielles (ressources, nergie,stockage) et socitales (risques). Elle a ensuite connu une phase dlaboration denouveaux concepts thoriques, daffinement des modles sdimentologiques, dedveloppement des mthodes gophysiques de subsurface et dintgration de lagochimie dans le champ disciplinaire.

La refonte des chapitres, lintroduction dencarts et le renouvellement de lico-nographie, qui traduisent lvolution de certains concepts, lmergence dautres,sont lcho des commentaires et suggestions de collgues et tudiants qui ont uti-lis ce livre. Nous avons conserv une des caractristiques de cet ouvrage : le lienavec la terminologie anglo-saxonne tout en assurant la traduction systmatique destermes. Destin avant tout des tudiants (licence, master, prparation aux con-cours du CAPES et de lAgrgation) ou des gologues, amateurs ou professionnelsprenant contact avec la sdimentologie, cet ouvrage traduit lessor conceptuel decette discipline tout en soulignant limportance des faits, cl de vote de toutedmarche sdimentologique de qualit.

Le lecteur trouvera dans la bibliographie un certain nombre douvrages gn-raux qui constituent la base des connaissances sdimentologiques actuelles, lesrfrences plus spcialises sont accessibles sur le site dunod.com.

Bien videmment, un livre cherchant couvrir lintgralit dun champ disci-plinaire ne peut tre le fait unique de la recherche de ses auteurs. Cette nouvelledition reste donc le fruit de nos rencontres : dcouverte du terrain des autres ,changes avec les collgues de lcole des Mines de Paris et de lUniversit Pierreet Marie Curie, richesse des discussions avec nos tudiants aux questions fort sti-mulantes. Que tous ces collgues et amis trouvent ici la part de ce quil leur revientdans lvolution de nos ides. Nous souhaitons remercier trs chaleureusementPh. Le Caer et A. Lethiers qui ont remani et complt avec talent liconographie.

Enfin, ce livre naurait pu voir le jour sans les encouragements et surtout lapatience de nos familles et amis qui ont su accepter, une nouvelle fois, nosmoments de passion exclusive avec le livre .

Notre dmarche se traduit dans le dcoupage de louvrage qui, aprs deux pre-miers chapitres consacrs la dynamique du systme externe de la Terre, pose lesbases thoriques de la sdimentation (chapitres 3 7) avant de relayer lapprocheanalytique par les nouveaux modles de concepts stratigraphiques, la lecture dessystmes sdimentaires et le rle des contrles globaux sur larchitecture des sries(chapitres 8 10).

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Sdimentologie

XII

Les deux premiers chapitres insistent sur la complexit des conditions rgnant la surface de la Terre du fait de sa position dans le systme solaire et des circu-lations atmosphriques et ocaniques.

Les deux chapitres suivants (chapitres 3 et 4) sont consacrs aux processusphysico-chimiques qui contrlent la production et le transport des sdiments quece soit sous forme particulaire ou soluble.

Le chapitre 5 traite de la sdimentation dtritique dans les milieux aquatiquesou ariens sous laction des agents tels que courants, mares, vent et gravit.

Le chapitre 6 aborde les sdimentations biochimiques : carbonates, sulfates,vaporites, matire organique.

Le chapitre 7 illustre la diagense partir de trois sujets : les mcanismes phy-sico-chimiques, les spcificits environnementales (vadose/phratique, nritique/plagique, confin/ouvert) et linfluence de la nature des sdiments.

Le chapitre 8 aprs une description rapide des mthodes gophysiques pr-sente la construction des modles de facis et de dpt et leur intgration dans lecadre de la stratigraphie squentielle.

Le chapitre 9 est consacr des exemples de milieux de dpts tant endomaine silico-clastiques que carbonats : milieu fluviatile, ventails sous-marins,plates-formes carbonates et rcifs, sries plagiques. La validit des modles defacis et lempreinte des variations du niveau de base sur lorganisation de cessries sont discutes.

Le chapitre 10 aborde linteraction de la sdimentation et du contexte gody-namique partir des grands types de contextes structuraux.

Nous souhaitons quen parcourant cet ouvrage, le lecteur prenne consciencede la ncessit dune observation fine des facis et dune confrontation systmati-que des thories et concepts aux objets gologiques : seule dmarche permettantune remise en cause des rsultats, vitant ainsi le dogmatisme inhrent touteconceptualisation.

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LA MACHINE

SDIMENTAIRE :

LE CLIMAT TERRESTRE

La majorit des tudes sdimentologiques est base sur le principe duni-formitarisme, concept postulant que les phnomnes gologiques peuventtre interprts comme le rsultat de processus observables actuellement (leprsent est la clef pour comprendre le pass). La connaissance des conditionsrgnant actuellement la surface de la Terre est donc un pralableindispensable ; nous verrons cependant, au cours de ce livre, que lapplicationde luniformitarisme peut tre, dans le dtail, problmatique car lpoqueactuelle prsente, par rapport au pass gologique de la Terre, un certain nom-bre de particularits.

Les vecteurs de la sdimentation sur la plante Terre sont leau et lair, lesmoteurs en sont donc lnergie solaire et la gravit. Le climat joue ainsi un rlecapital en sdimentologie tant au niveau de la production des soluts et des par-ticules (en contrlant la nature et lintensit des altrations) que du transport etde la mise en place de celles-ci (cycle de leau, circulations ocaniques et atmos-phriques). Cependant les effets du climat sont largement moduls par le contextegodynamique (position des continents, ouverture des passages ocaniques, struc-turations des marges). De plus, la tectonique des plaques, par lintermdiaire delorographie, rgulera laction de la gravit.

1.1 LE BILAN RADIATIF DE LA TERRE

La chaleur sur la plante Terre a une double origine. Il existe une source internersultant de la chaleur initiale (phase daccrtion plantaire), de la radioactivit,de la diffrentiation des assises (croissance du noyau externe aux dpens du noyauinterne) et des mouvements diffrentiels de celles-ci par rapport la rotation ter-restre (dynamo terrestre). Cette source interne dnergie, dont le flux est enmoyenne de 0,05 W.m2, est capitale pour le godynamisme terrestre puisquelle

1

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Sdimentologie

2

contrle les mouvements des plaques lithosphriques. Ce flux thermique1 est sus-ceptible de variations gographiques importantes, il est en moyenne plus faibledans les boucliers continentaux que dans les rgions volcaniques (points chauds)et dans la crote ocanique o il peut atteindre 0,6 W.m2 au niveau des dorsales.

Cette source interne (4,2.1013 W) reste cependant ngligeable devant la sourceexterne, lnergie solaire, dont la puissance totale est de lordre 7,1.1017 W. Lesoleil met un rayonnement lectromagntique de courtes longueurs dondes( 4 m) essentiellement dans le domaine du visible (42,4 %) et du proche infra-rouge (48,4 %).

La quantit dnergie solaire qui arrive sur Terre dpend cependant plus des para-mtres de lorbite terrestre que du fonctionnement solaire (Fig. 1.2). Ainsi le fluxsolaire passe de 1 410 W.m2 au prihlie (le 3 janvier actuellement) seulement1 320 W.m2 laphlie (4 juillet). lchelle dune anne, ce nest pas la distanceTerre/Soleil, qui dailleurs varie assez peu, qui dtermine lintensit de lensoleillementmais linclinaison de laxe de rotation de la Terre par rapport au plan de lcliptique(obliquit = 235). Ainsi nous sommes plus prs du Soleil pendant lhiver de lhmis-phre Nord que pendant lt (Fig. 1.2). Sur une chelle de temps plus longue, lecontraste climatique saisonnier sera dautant plus marqu que lobliquit sera forte.

1. On exprime souvent le flux thermique en HFU (unit de flux de chaleur, Heat Flux Unit) quivaut 1 cal.cm2.s1 soit 4,18.102 W.m2.

Encart 1.1 : La constante solaire

La constante solaire correspond lnergie incidente reue, par unit de temps, sur undisque, plac perpendiculairement au rayonnement solaire, la distance moyenne Terre-Soleil. Cette constante fluctue entre 1 365 et 1 372 W.m2 (Fig. 1.1) en fonction desvariations de la rotation du Soleil, du dveloppement des taches solaires et du cycle dactivitsolaire (11 ans). Compte tenu du rapport des surfaces entre un disque et une sphre le fluxmoyen susceptible dtre disponible par unit de surface terrestre est gal la constantesolaire moyenne (1 368 W.m2) divise par 4 soit 342 W.m2

1370

1365

13601980 1985 1990 1995

0

100

200

300

Rayon

nemen

tsolaire

(W/m

2 )

Annes

Rayonnement solaire

Tachessolaires

Nom

bres

detaches

solaire

s

Figure 1.1 Le cycle dactivit solaire.volution du rayonnement solaire en fonction du dveloppement des taches solairesau cours des annes 1978-1995.


La machine sdimentaire : le climat terrestre

3

La surface terrestre et latmosphre possdent un albdo de lordre de 30 % etla totalit du flux solaire nest pas absorbe : 107 W.m2 sont rflchis vers lespaceet seulement 235 W.m2 sont absorbs par latmosphre et les nuages (67 W.m2)et par la surface terrestre2 (168 W.m2, Fig. 1.3).

Les mesures spatiales montrent que la Terre et latmosphre mettent, leurtour vers lespace, une nergie de 235 W.m2 (principalement dans le domaineinfrarouge thermique). Le bilan radiatif est donc nul et le systme terrestre global(Terre + atmosphre) est, en moyenne, lquilibre.

Encart 1.2 : lalbdo

Lalbdo correspond au rapport entre lnergie rflchie et lnergie reue. Ce pouvoirrflecteur dpend de la nature du substrat : Neige, albdo suprieur 90 % ; glaces demer de 60 85 % ; dserts sableux de 30 50 % ; vgtation de 10 25 %, Sols nus ouroches de 10 20 % ; forts de 10 15 % et mer calme (sans nuages) de 5 10 %. Cesvariations de lalbdo contribuent aux diffrenciations climatiques rgionales.

2. Une partie de lnergie solaire (4.1020 cal/an) est stocke par les processus photosynthtiques.

235

AUTOMNE

T

PRINTEMPS

HIVER

Soleil

Centre delellipse

Foyers

quinoxe dAutomne(22 septembre)

quinoxe de Printemps

Solstice dHiver(21 dcembre)

Solstice dt(21 juin)

Aphlie(4 juillet)

Prihlie(3 janvier)

Trajectoire de lorbite

Axe de rotationde la Terre

Normale au plande lcliptique

Figure 1.2. La position de la Terre au moment des diffrents solstices et quinoxes : dfi-nition des saisons.Les quinoxes correspondent une position sur lorbite (point vernal) o laxe de rotationde la Terre est perpendiculaire aux rayons du Soleil (la dure du jour est gale celle dela nuit puisque le cercle dillumination passe alors par les ples). Les solstices correspon-dent une situation o langle de laxe de rotation de la Terre par rapport au cercle dillu-mination est maximal, le jour est alors soit le plus long (solstice dt) soit le plus court(solstice dhiver) pour lhmisphre Nord.


Sdimentologie

4

Toutefois, la loi de Planck nous indique que la temprature la surface dunetelle plante devrait tre de 18 C (255 K, temprature effective) alors que latemprature superficielle moyenne relle de la Terre est de + 15 C (288 K).Cette diffrence est due un comportement particulier de latmosphre (effet deserre). Dans le dtail le bilan radiatif de la Terre est, en effet, beaucoup pluscomplexe car le rayonnement solaire incident correspond principalement desondes courtes, tandis que le rayonnement mis par le systme Terre-atmosphrecorrespond des ondes longues.

Encart 1.3 : Leffet de serre

Bien que relativement transparente au rayonnement solaire, latmosphre ne transmet pas lespectre de manire uniforme. Le rayonnement UV ( < 0,3 m) est presque totalement absorbdans les couches suprieures notamment par lozone stratosphrique. Dans le domaineinfrarouge thermique (> 4 m), les donnes satellitaires montrent que des plages importantesdu spectre sont absorbes par la vapeur deau (teneur de 1 % dans les basses couches de latroposphre), le CO2 (0,035 %) et lozone. Ce rayonnement infrarouge absorb est, son tour,rmis (Fig. 1.3) soit vers lespace (195 W.m2) soit vers la surface terrestre (324 W.m2). Lasurface terrestre reoit donc en plus du rayonnement solaire direct (168W.m2, domaine visibleet proche infrarouge) qui a franchi latmosphre et les nuages, un flux infrarouge rmis par lesbasses couches de latmosphre (324 W.m2). Ce phnomne, dit deffet de serre, explique ladiffrence observe entre la temprature effective et la temprature moyenne relle de la surfaceterrestre. Outre H2O, CO2 et O3, les autres gaz effets de serre sont le mthane, loxyde dazote etles produits chloroflurocarbonns (CCl3F) utiliss, jusque dans les annes 1990, commerfrigrant ou propellant dans les bombes arosols.

168

30

165

235

350

390

324

24 78

3067

342

107Radiationscourtes

OCAN

longueurs donde

77

40

ATMOSPHRE

Rflexion+

diffusion

Infrarouges

ESPACE

Convection

Changementsde phase

Effetde

serreTERRE

Figure 1.3. Le bilan thermique du systme Terre-atmosphre (toutes les valeurs sont enW.m2).



5

Si le systme global est en quilibre, les sous-systmes (surface terrestre, atmos-phre) sont en dsquilibre (Fig. 1.3). Ainsi la surface terrestre prsente un bilan radia-tif excdentaire du fait de leffet de serre puisquelle reoit un flux de 492 W.m2

(168 W.m2 du flux solaire dondes courtes ayant travers latmosphre plus324 W.m2 du flux infrarouge rmis vers le bas par latmosphre) et nmet quunflux de 420 W.m2 (30 W.m2 en ondes courtes et 390 W.m2 en infrarouge). Le bilanradiatif de latmosphre est, au contraire, dficitaire puisquil met un flux de519 W.m2 (195 W.m2 du flux infrarouge vers lespace et 324 W.m2 vers la surfaceterrestre) et ne reoit que 417 W.m2 (350 W.m2 mis par la surface terrestre et67 W.m2 du rayonnement solaire absorb). Lquilibre nergtique des deux sous-systmes est cependant rtabli car il existe des flux de chaleur non radiatifs. Le pre-mier correspond la conduction et surtout la convection thermique qui induit descellules dair chaud ascendant et dair froid descendant (flux de chaleur sensible delordre de 24 W.m2). Le second correspond au flux de chaleur latente (78 W.m2)mis en jeu dans les changements de phases du cycle vaporation (au niveau desocans et du sol) et condensation (dans latmosphre).

1.2 DES DSQUILIBRES NERGTIQUES RGIONAUX

LORIGINE DES CIRCULATIONS ATMOSPHRIQUES

ET OCANIQUES

Si nous passons de lchelle globale lchelle rgionale ou locale, le bilanradiatif, en un point prcis, au cours de lanne, est gnralement diffrent dezro. Lintensit de linsolation dpend principalement de langle suivant lequelles rayons solaires atteignent la surface terrestre (Fig. 1.4).

Figure 1.4. Influence de la latitude sur le bilan nergtique de la Terre.A - Variation de lnergie solaire disponible par unit de surface terrestre. Du fait de lincli-naison de laxe de rotation de la Terre par rapport aux rayons solaires, une mme quantitde rayonnement se rpartit sur une plus grande surface (S2) aux hautes latitudes qulquateur (S1). De mme la distance quauront parcourir les rayons dans latmosphre(et donc labsorption) sera diffrente (D1 < D2), il en rsulte un bilan radiatif excdentairedes zones quatoriales par rapport aux zones polaires (Fig. 1.5).B - Variation du pourcentage dabsorbance et de rflexion en fonction de langle dinci-dence du rayonnement solaire (donc de la latitude).

Surfacede laTerre

Atmosphre

Basse latitude

Haute latitude

5 % rflchi

33 % rflchi

95 % absorb

67 % absorb

Flux incident

Flux incident

AB

S1

S2 D2

D1


Sdimentologie

6

Ainsi, du fait de linclinaison de laxe de rotation de la Terre, lintensit de linso-lation la surface du globe varie en fonction de la latitude et des saisons. De plus,la rpartition htrogne des terres et des mers entre les deux hmisphres induit,via les variations de lalbdo, une dissymtrie du climat terrestre (Fig. 1.5).

Globalement, il en rsulte une opposition entre les zones quatoriales o lebilan radiatif est positif et les zones polaires o le bilan est ngatif (Fig. 1.6). Cedsquilibre va tre lorigine des circulations atmosphriques et ocaniques quivont permettre une redistribution de lnergie, en transfrant lexcdent desrgions tropicales vers les hautes latitudes.

Dans ce transfert de chaleur vers les ples (Fig. 1.7) la part des circulations atmos-phriques est prpondrante aux hautes latitudes tandis que les circulations ocani-ques sont oprantes aux basses latitudes. Sans ces circulations, qui jouent aussi unrle capital en sdimentologie, le climat terrestre serait beaucoup plus contrast carles variations gographiques et saisonnires seraient plus importantes.

Figure 1.5. Variation du flux solaire et de labsorption en fonction de la latitude.Le flux solaire reu au sommet de latmosphre est plus important lquateur quauxples. La plus forte rflexion des rgions polaires (du fait du fort albdo de la glaceet de la neige) renforce le dsquilibre thermique avec les rgions quatoriales.

C400

300

200

100

90N 90S30 300Latitude

Fluxsolaire(W

/m2)

Sommet delatmosphre

Rflexion par les nuages

Rflexion par la surface terrestre

Absorption par lasurface terrestre

Excdent

Df ic i t

0 10 20 30 40 50 60 80N 0 10 20 30 40 50 60 80N

300

250

200

150

100

50

0

Latitude Latitude

A B

Intensit(W

/m2)

100

50

0

50

100

Bilanradiatif(W

/m2)

Flux rf lchi

Flux solaireincident

Figure 1.6. Bilan radiatif.



7

Pour les ondes longues, il existe, de plus, dnormes diffrences entre lesterres et les mers en ce qui concerne lamplitude de la variation diurne/nocturnedu flux infrarouge sortant (pratiquement nulle pour les ocans, trs forte auniveau des dserts). Ce phnomne intervient aussi une chelle de temps pluslongue, locan prsentant un volant thermique plus grand que celui des con-tinents rtrocdera la chaleur emmagasine avec retard. Ainsi lhmisphre nord(surtout continental), rtrocde pratiquement toute la chaleur emmagasine aucours de lt boral pendant la mme saison. Par contre lhmisphre sud, sur-tout maritime, rtrocde la chaleur emmagasine pendant lt austral, engrande partie avec retard au cours de lhiver austral (t boral). Ce phnomneprovoque une dissymtrie des carts de tempratures saisonniers entre les deuxhmisphres.

1.3 LES CIRCULATIONS ATMOSPHRIQUES

Sans la rotation de la Terre, le modle de circulation atmosphrique serait unsimple systme de convection avec des vents soufflants des ples vers lquateurtandis que lair rchauff dans la zone quatoriale slverait pour retourner auxples au sommet de la troposphre (encart 1.4) compltant ainsi lunique cellulede convection. Les forces de Coriolis, rsultant de la rotation de la Terre, compli-quent le systme de circulation en fragmentant les cellules de convection et enleur donnant une composante latrale horaire ou anti-horaire suivant lhmisphre(cellules de Hadley, de Ferell et cellules polaires). Il en rsulte une zonation lati-tudinale de hautes et de basses pressions responsable des caractristiques deszones climatiques du globe (Fig. 1.8).

6

4

3

2

1

0

1

5

0 30 60 90NLat i tude

Transport

dechaleurvers

leNord

(1015 watts)

TOTAL

Atmosphre

Ocan

Figure 1.7. Efficacit respective des circulations atmosphriques et ocaniques dans letransport dnergie (daprs Brown et al., 1989).On constate que les circulations ocaniques sont plus efficientes aux basses latitudes etles circulations atmosphriques aux hautes latitudes.


Sdimentologie

8

Les cellules de Hadley (Fig. 1.8 et 1.9) sont situes aux basses latitudes nord etsud. Dans les rgions quatoriales, lensoleillement important rchauffe lair, trscharg en vapeur deau, qui slve verticalement crant une zone dpressionnaireaux pluies abondantes et rgulires toute lanne (vers un kilomtre daltitude, il ya condensation de la vapeur deau). Cest la zone de convergence intertropicale(ZCIT, le pot au noir des marins). Lair sec se refroidit et retombe de part etdautre de lquateur au niveau des zones tropicales, crant ainsi une zone de hautespressions (anticyclones). Au niveau du sol, lascendance des masses dair provoque

Encart 1.4 : Troposphre et tropopause

La troposphre est la partie de latmosphre la plus proche de la surface terrestre, ellecontient la majeure partie de lair (80 %) et est le sige des phnomnes mtorologiques.Elle est limite par la tropopause qui la spare de la stratosphre. Son paisseur est variable(9 15 km) en fonction de la latitude (Fig. 1.9).

L

LL

L L

H

H H

H

Froid

Froid

Cellulesde Hadley

Cellulede Ferrell

Cellulepolaire

Frontpolaire

Ventspolairesdest

Ventspolairesdest

Ventsdouest

Ventsdouest

CALMES

ALIZS DE N. E.

ALIZS DE S. E.

H

H

L

30

30

0

Prcipitation (P) / vaporation (E)

PE

Ceinturede hautespressions

subtropicales

Ceinturede hautespressions

subtropicales

Zone deconvergenceintertropicale

ZCIT

Chaud

Chaud

QUATORIAUX

Figure 1.8. Modle de circulation convective atmosphrique, systme de vents et zonationclimatique associs et bilan prcipitation/vaporation dans les diffrentes zones climatiques.Ce schma correspond une Terre thorique en rotation mais entirement recouvertedeau. Dans la ralit, la rpartition htrogne des continents et des mers complique lesystme. Les hauteurs des cellules convectives (cellules dHadley, de Ferrell et cellulepolaire) sont arbitraires et exagres. Cette succession de zones de hautes et bassespressions se traduit par une zonation climatique o alternent rgions arides et rgionshumides (voir Fig. 1.9).



9

une aspiration qui donne naissance des vents rguliers, les alizs, dvis verslOuest par la force de Coriolis. La ZCIT se dplace au cours de lanne en fonctiondu maximum dinsolation ; suivant les rgions elle se situe entre 5 et 25 de latitudenord au mois de juillet et entre 5N et 20S au cours du mois de janvier. Dans lazone intertropicale, le franchissement de lquateur par les alizs qui en rsulte,dtermine le phnomne de la mousson qui a un impact important quant lali-mentation en eau de lAsie du Sud-Est (Fig. 1.10).

Les cellules polaires, situes aux hautes latitudes, o lensoleillement est fai-ble, sont lies un autre mcanisme : cest le refroidissement des masses dair enaltitude qui est le moteur principal en crant une branche descendante associe une zone de basses pressions o les prcipitations sont abondantes. Cette diff-rence de moteur des cellules de convection explique la variation de lpaisseur dela troposphre entre les zones quatoriales et polaires (Fig. 1.9).

Les cellules de Ferrel sont les cellules intermdiaires des latitudes moyennes.Beaucoup plus complexes, elles sont spares des cellules polaires par une zonede trs fort contraste thermique entre les masses dair : le front polaire. Commeles forces de Coriolis augmentent avec la latitude (zro lquateur, maximum auple), les vents sont relativement peu dvis aux basses latitudes (cellules de

HP

0 30 60

BPBP

QUATEUR PLE

tropopause Jet streams

Cellulede Hadley

Cellulede Ferrel

CellulePolaire

ZCIT(air chaudet humide)

Ceinturede HP subtropicale

(air froid et sec, dserts)

Front Polaire ZDP(air froidet sec)

Alizs Vents dOuest Vents dEst 90

15 km

9 km

Figure 1.9. Circulation gnrale atmosphrique (modifi daprs Foucault, 1993).ZDP = Zone de divergence polaire, HP = hautes pressions et BP = Basses pressions. Lazone quatoriale est une zone de basse pression qui attire les masses dair plus froidvenues de plus hautes latitudes (30N et S). cause de la force de Coriolis engendrepar la rotation de la Terre douest en est, ces vents, appels alizs, sont dvis verslouest au nord comme au sud de lquateur (Fig. 1.8). Le lger dcalage des alizs versle nord ou vers le sud au cours de lanne en fonction du dplacement de la ZCIT, dter-mine en zone tropicale, lalternance des saisons sches, en hiver, et humides, en t,(mousson en Inde). La zone de haute pression dair plus frais et sec qui rgne vers les30 de latitude (anticyclones du Sahara et des Aores par exemple) gnre une ceinturedsertique sur les continents et une augmentation de la salinit dans les ocans(Fig. 2.13). Elle dtermine aussi un coulement de lair non seulement vers le sud (alizs)mais aussi vers les zones tempres, au nord, qui se dplace en sens inverse des alizscest--dire douest en est (vents douest ou westerlies).


Sdimentologie

10

Hadley) tandis quil tend se former des vortices ds les latitudes moyennes crantainsi des cellules cycloniques et anticycloniques dont le dplacement au coursde lanne rgle le climat des rgions tempres et rend le transfert de chaleurvers les ples beaucoup plus complexe.

ce rgime gnral de vents rguliers sajoutent des vents locaux ou rgionauxpar exemple le mistral et la tramontane qui soufflent du nord vers la Mditerrane.Ces vents rendent trs fluctuant le climat des rgions tempres o saffrontenttout au long de lanne les influences tropicales et borales (voir chapitre 1.4).

La temprature de lair est aussi influence par celle de leau ocanique, dpen-dante elle-mme des courants marins. Linfluence adoucissante du Gulf Stream(Fig. 2.11, 2.20 et encart 2.13) est bien connue en Europe occidentale alors qulinverse le courant du Labrador refroidit les ctes canadiennes, do le contrastede temprature hivernale entre Paris (49 de latitude nord, temprature moyennedhiver +5 C) et Qubec pourtant situ plus au sud (46N, temprature moyennedhiver 9 C).

En haute altitude, le gradient de pression entre les zones quatoriales et polai-res dfinit des isobares grossirement parallles lquateur, il en rsulte au-dessusde la tropopause, une circulation trs diffrente. Lair scoule sub-paralllementaux isobares, ce qui impose aux masses dair quatoriales de faire plusieurs fois letour de la Terre avant datteindre les rgions polaires.

1.4 LA VARIABILIT CLIMATIQUE RGIONALE

La notion de climat moyen est une simplication qui reprsente lintgration defluctuations de plus ou moins grandes chelles la fois spatiales et temporellesrsultant de modifications des circulations atmosphriques et/ou ocaniques.

1.4.1 Les oscillations climatiques

a. LOscillation Nord-Atlantique (NAO)

Le climat de rgions tempres comme lEurope de lOuest peut prsenter unegrande variabilit. Il dpend, en effet, de la position respective de lanticyclone desAores (au voisinage de la France en t, beaucoup plus au Sud en hiver) et de lazone dpressionnaire borale (dpressions de la mer du Nord et de la merdIrlande). Lorsque les zones dpressionnaires migrent vers le Sud plus rapide-ment que ne sloigne lanticyclone, il y a conflit entre des masses dair borale etmridionale (Fig. 2.24), temprature et hygromtrie trs diffrentes. Cetteconfiguration est responsable des pluies diluviennes et des inondations survenuesen France ces dernires annes. La modification, plus ou moins cyclique (la cycli-cit nest pas vraiment dmontre, elle pourrait tre de lordre de quelques dizai-

Encart 1.5 : Les jet streams

Au niveau du front polaire, laffrontement des masses dair chaud mridionales et desmasses dair froid polaires provoque une chute importante de laltitude de la tropopause. Ilen rsulte un trs fort gradient de pression qui engendre des vents douest violents : les jetstreams (Fig. 1.9) qui peuvent atteindre des vitesses de 400 500 km/h. Cette configurationest intgre dans les plans de vol transatlantique des compagnies ariennes pour bnficierde laide de ces vents (gain denviron une heure sur ce trajet) et seulement 9 km dans lesens inverse pour ne pas avoir trop lutter contre.



11

nes dannes), de la localisation sur lAtlantique de la zone dpressionnaire et dela zone de haute pression correspond au phnomne climatique de loscillationNord-Atlantique (NAO, North Atlantic Oscillation).

b. Loscillation du Pacifique Nord-Amricain (PNA)

Il existe aussi une oscillation danomalies de la pression atmosphrique sur lePacifique dite PNA (Pacifique Nord-Amricain) qui a des impacts sur le climat delAmrique du Nord. Les phases positives (PNA+) sont caractrises par des pres-sions suprieures la normale (calcule sur la priode 1950-2000), associes destempratures et des prcipitations suprieures la normale sur louest des USA etdu Canada et des pressions infrieures la normale (et des tempratures plus fai-bles que la normale) dans le Pacifique Nord et le sud-est des USA. Le PNA- corres-pond la situation inverse (pressions et tempratures suprieures la normaledans le Pacifique Nord et le sud-est des USA et infrieures sur louest des USA etdu Canada). Le PNA+ parat assez souvent corrl avec le phnomne El Nio etle PNA avec La Nia (cf. infra).

Une variation intervalles irrguliers (3 7 ans) du champ de la pression atmos-phrique moyenne, rappelant lONA atlantique, existe aussi entre louest et le sud-est du Pacifique tropical. On caractrise gnralement ce phnomne par un indiceexprimant la diffrence de pression entre Papeete (Tahiti) et Darwin (Nord Ouestde lAustralie) ; cet indice est ngatif en priode El Nio, positif pendant La Nia.

c. Loscillation australe ou ENSO (El Nio Southern Oscillation)

Pour les rgions intertropicales, cette oscillation El Nio/La Nia ou ENSO (ElNio Southern Oscillation), dune frquence de 3 4 ans en moyenne, est laplus connue du fait de son implication climatique et conomique (pche) dans lePacifique. Nous la traiterons en dtail au chapitre 2 pour son aspect ocanogra-phique (Fig. 2.23) mais lon peut dj dire que tout le systme climatique terrestreest perturb durant une priode El Nio : les pluies sont catastrophiques sur lesctes du Chili et du Prou alors que la scheresse rgne en Australie et en Indo-nsie. Les effets se font aussi sentir au nord de lquateur par la frquence destyphons qui frappent lAmrique du Nord. La Nia induit des effets inverses : pluiesdiluviennes en Indonsie et scheresse prononce au Prou.

d. LOscillation Dcennale Pacifique (PDO)

Une seconde oscillation a t dcouverte dans le Pacifique : la PDO ou Oscilla-tion Dcennale Pacifique. Dune dure beaucoup plus longue (40 50 ans), cestun phnomne identique au ENSO mais avec une rpartition des anomalies detemprature en fer cheval dans le Pacifique Nord. Lidentification de la PDOest importante pour les modles climatiques car elle montre que les conditionsclimatiques peuvent changer sur de longues priodes dans le Pacifique. De plusles effets ENSO et PDO peuvent se renforcer ou sopposer. Ainsi durant une phasechaude PDO (positive), les tempratures fortes dans le Pacifique quatorial renfor-cent les effets El Nio et au contraire contrebalancent les consquences dun pi-sode La Nia. De la mme faon durant une phase froide PDO, les vnements LaNia sont amplifis et les El Nio affaiblis.

e. LOscillation de Madden-Julian ou MJO

Enfin on connat une oscillation de plus haute frquence (40 50 jours),lOscillation de Madden-Julian ou MJO qui correspond au dplacement (15 20 km/h) vers lest, dans les Ocans indien et Pacifique, dune zone de convectionatmosphrique renforce associe des nuages et des prcipitations. Ce dplace-


Sdimentologie

12

ment se traduit localement par une alternance de phases MJO actives humides avec un dveloppement nuageux et des prcipitations abondantes et de phasesinactives qui asschent latmosphre. Au cours de la phase active de MJO lesprcipitations locales sont dau moins 25 % plus importantes que durant la phasengative.

La bonne connaissance de ces variabilits climatiques spatio-temporelles et sur-tout la capacit les intgrer dans les modlisations climatiques sont des enjeuxmajeurs pour comprendre les projections climatiques, les mcanismes mis en jeu etles rponses diffrentielles rgionales au forage du climat par les gaz effets deserre. Le lecteur intress pourra consulter avec profit les publications de Cassou etGuilyardi (2007 et 2011) sur les modes de variabilit et le changement climatique3.

1.4.2 La mousson

Du fait de son importance socio-conomique et sdimentologique, il convientde dtailler le phnomne de la mousson (Fig. 1.10). Cest un processus de brisede mer/brise de terre trs grande chelle entre locan et le continent indien.

3. Voir le livre blanc Escrime (tude des simulations climatiques) et labondante bibliographieassocie sur le site www.escrime.ipsl.jussieu.fr/livre-blanc.

quateur

A

D

ZCIT

quateur

A

A

DDZCIT

HP

Ocan froid

Surfacecontinentale

chaude

BP

Insolationforte

HP

Ocan chaud

Surfacecontinentale

froide

BP

Insolationfaible

T

HIVER

Figure 1.10. Le phnomne de la mousson indienne.En haut : la mousson dt (avril novembre) ; En bas : la mousson dhiver (dcembre mars). ZCIT = zone de convergence intertropicale, A = anticyclone, D = dpression,BP = basses pressions et HP = hautes pressions. Sur les cartes de gauche, les flchesnoires reprsentent les vents alizs.



13

Au cours de la mousson indienne dt (avril novembre), locan Indien, orgne une zone anticyclonique, est relativement froid tandis que le continent estune zone plus chaude, dpressionnaire et sige dun courant ascendant. Le ventsouffle donc vers le Nord-Ouest. La cellule convective se complte par un retouren altitude vers locan. Le dplacement vers le nord, au niveau de lHimalaya,de la zone de convergence intertropicale (ZCIT) induit une traverse de lqua-teur par les alizs de lhmisphre Sud qui sont alors dvis vers lEst par la forcede Coriolis. Il y a alors un conflit, gnrateur de trs fortes prcipitations entreles alizs, chargs dhumidit, et lair sec, dorigine continentale, en place surlInde.

De dcembre mars le rgime sinverse et sinstalle la mousson indiennedhiver. Le continent asiatique sest refroidi, un anticyclone continental sinstallesur la Mongolie et le vent souffle alors en direction sud-ouest vers locan Indienqui est rest plus chaud et vers lAfrique Orientale ou rgne une zone dpression-naire. La ZCIT a alors migr au sud de lquateur gographique et les vents sontdvis vers lEst. De leur affrontement avec les alizs de Sud-Est au niveau de laZCIT rsultent aussi des prcipitations dans la zone comprise entre 5 et 15S maisqui sont moins importantes que celles de la mousson dt.

LAfrique de lOuest, o la ZCIT se trouve vers 20N en t, connat aussi unrgime de mousson rsultant de laffrontement dun vent de nord-est, trs sec,lharmattan, avec les alizs de lhmisphre Sud, humides et dvis par les forcesde Coriolis.

1.5 LE CONTRLE ASTRONOMIQUE DU CLIMAT TERRESTRE

La Terre est soumise lheure actuelle un rgime de climats contrasts quicorrespond une priode interglaciaire si on le replace dans lhistoire climatiquede la Terre (Fig. 1.15 et 1.18). Moduls par le rgime des vents et des courantsmarins, les climats sont avant tout commands par le degr dinsolation quidpend de la latitude et de la position de la Terre par rapport au Soleil. Ainsi nousavons vu (Fig. 1.2) que les variations saisonnires du climat terrestre sont dues auxfluctuations de linsolation lies aux modifications de la distance Terre-soleil etsurtout linclinaison de laxe de rotation de la plante. plus long terme, lesparamtres orbitaux de la plante sont susceptibles de fluctuations priodiques diffrents ordres de frquences qui paraissent expliquer les variations climatiques :cest la thorie astronomique des paloclimats. la suite des travaux prcur-seurs dAdhmar (1842) et de Croll (1875), cette thorie fut mise en forme parMilankovitch entre 1920 et 1941. Elle a t actualise par Berger (1988, 1992) quia montr quelle rendait bien compte de la succession des cycles glaciaires/inter-glaciaires du Quaternaire et pouvait, assez probablement, tre gnralisable auxpoques antrieures.

Encart 1.6 : Gilbert, un gologue prcurseur

Ds 1895, Gilbert utilisait une bauche de cette thorie pour expliquer les fluctuations dela sdimentation plagique du Crtac suprieur du Colorado (tats-Unis) en postulantquune alternance marnes/calcaires (Fig. 6.24, 9.67, planche couleur 8) reprsentait un cycleclimatique.


Sdimentologie

14

1.5.1 La thorie astronomique du climat (dite thorie

de Milankovitch)

Elle postule que le climat est avant tout command par les variations de linsolationmais que ce nest pas linsolation globale annuelle de la plante quil faut prendre encompte mais celle reue lt aux hautes latitudes (60) de lhmisphre Nord o setrouve la majorit des continents, lieu privilgi de laccumulation des glaces. Celarevient dire que le climat terrestre est stable lorsque la Terre reoit suffisammentdnergie, au cours de lt de lhmisphre Nord, pour faire fondre toute la neige etla glace qui sy sont accumules en hiver. Dans le cas contraire, laccumulation pro-gressive de celles-ci provoque une extension de plus en plus grande de la calotte gla-ciaire et, par augmentation de lalbdo, une drive vers les climats froids.

a. Les paramtres orbitaux de la Terre et leurs volutions

Les variations dintensit de linsolation (latitudinales, saisonnires et longterme) sont sous le contrle de trois paramtres orbitaux de la Terre : lexcentri-cit, lobliquit et la prcession des quinoxes.

Lexcentricit correspond laplatissement de lellipse (valeur actuelle :1,67 %) que dcrit la Terre dans lespace (le soleil occupe un des foyers ; Fig. 1.2).Cette ellipse, varie dune configuration quasi-circulaire jusqu une excentricitmaximale de 7 %, selon une priodicit de lordre de 100 000 ans.

Lobliquit de lcliptique correspond langle que fait laxe de rotation de laTerre par rapport au plan orbital. Linclinaison de la Terre dtermine les contrastesentre les saisons (Fig. 1.2) : quand le ple Nord pointe vers le soleil, lhmisphreNord reoit davantage de chaleur, cest lt boral ; la configuration inverse,6 mois plus tard, conduit lt austral (et lhiver boral). Linclinaison (valeuractuelle de 2325) est susceptible de variation de 130 selon une priodicitde 41 000 ans. Lorsque linclinaison est maximale les climats et les saisons sonttrs contrastes, les zones polaires interceptent davantage le rayonnement solairelorsquelles pointent vers le soleil (ts chauds et hivers rigoureux aux hautes lati-tudes, cest la configuration des priodes interglaciaires avec peu de glace sur lescontinents des hautes latitudes). Inversement une faible inclinaison conduit dests plus frais et des hivers moins rigoureux, cest la configuration qui permet ledveloppement des calottes glaciaires continentales.

La prcession des quinoxes provient du fait que la Terre nest pas rigoureu-sement sphrique, de ce fait laction du Soleil, de la Lune et des autres plantessur le bourrelet quatorial perturbe la rotation terrestre en provoquant une rota-tion de laxe de la Terre autour de la perpendiculaire au plan orbital (comme lemouvement dune toupie en fin de rotation : cne de prcession) avec une prio-dicit de 26 000 ans (Fig. 1.11).

Comme les positions o se trouve la Terre sur lorbite au moment des solsticeset des quinoxes (Fig. 1.2) dpendent de lorientation de laxe de la Terre, ellesvont se dplacer au cours du temps en fonction du cne de prcession. Solstices

Encart 1.7 : Prige et Prihlie

Par rapport la distance Terre/Soleil, on emploie indiffremment les termes prige/apoge ou prihlie/aphlie. Pour les premiers le point de rfrence est la Terre, pour lesseconds cest le Soleil. Prige signifie position o le Soleil est le plus prs de la Terre etAphlie, position o la Terre est la plus prs du Soleil.



15

et quinoxes se produisent en moyenne chaque anne 25 minutes plus tt. Cemouvement fait donc que chaque quinoxe prcde celui de lanne prcdente,do le terme de prcession. On peut donc dcrire la prcession soit par rapportaux repres des toiles (prcession astronomique, Fig. 1.12) soit par rapport lorbite terrestre en mesurant langle que fait le point vernal (position de la Terresur lorbite correspondant lquinoxe de printemps) avec le prihlie (Fig. 1.14).Cest cette seconde dfinition qui est utilise en paloclimatologie, on lui donnesouvent le nom de prcession climatique. Berger (1977) a calcul que les variationsdinsolation qui rsultent du mouvement de prcession ne prsentent pas la prio-dicit attendue de 26 000 ans de la prcession astronomique mais une priodicitmoyenne de 21 700 ans (pour les cinq derniers Ma) qui rsulte en fait de laconjonction dun cycle majeur de 23 000 ans et un cycle mineur de 19 000 ans(Fig. 1.16 et 1.17).

b. Les saisons astronomiques

Linfluence de lexcentricit sur le climat est pratiquement nulle mais sacombinaison avec la prcession joue un rle capital en dfinissant la dure de deuxsaisons astronomiques (ou saisons caloriques ) : une saison chaude (prin-temps plus t en simplifiant) et une saison froide (automne plus hiver) sparespar les quinoxes (Fig. 1.12). Milankovitch a calcul la quantit totale dnergie

L

S

quateur

cliptiq

ue

23,5

23,5Cne deprcession

Vers le ple nordcleste

Vers le ple nordde lcliptique

N

Figure 1.11. Le cne de prcession et lobliquit (daprs Berger, 1992).Du fait de lattraction gravitationnelle du Soleil et de la Lune sur le renflement quatorialterrestre, laxe de rotation de la Plante tourne autour de la perpendiculaire au plan delcliptique en dcrivant un cne de prcession en 26 000 ans. En mme temps langleentre lquateur terrestre et le plan de lcliptique (obliquit) fluctue de 130 autour desa valeur actuelle suivant une priodicit de 41 000 ans. De ce fait, laxe de rotation dela Terre, qui est actuellement dirige vers ltoile polaire de la Petite Ourse, pointait il ya 5 000 ans vers ltoile de la constellation du Dragon et dans 5 000 ans pointera versles Cphides puis dans 12 000 ans vers Vga, une toile de la constellation de la Lyre.


Sdimentologie

16

radiative reue par la Terre durant ces saisons astronomiques. Pour lhmisphreNord il propose pour la saison chaude :

Qc (en joules) = (T/4).S0/a2).(r2/ ).( + 2 sin )

Et pour la saison froide :Qc (en joules) = (T/4).(S0/a

2).(r2/ ).( 2 sin )avec T = dure de lanne sidrale, S0 = constante solaire, r = rayon de la

Terre, a = grand axe de lellipse, e = excentricit et = obliquit. Ainsi dans cetteformule les seules variables sont lexcentricit et lobliquit.

Cependant, ce qui importe cest linsolation par unit de temps et plus unesaison donne sera longue moins lintensit radiative par unit de temps (jour parexemple) sera importante. Donc plus une saison sera courte plus on pourra laconsidrer comme chaude, plus elle sera longue plus on pourra la considrercomme froide (une mme quantit dnergie tant rpartie sur un temps plus oumoins long).

Milankovitch a propos une formule simple pour calculer la diffrence de dure(D en jours) entre la saison chaude et la saison froide :

D = 465e sin o e est la valeur de lexcentricit et celle de la prcession (angle par rapport

au Soleil entre lquinoxe et le prihlie, Fig. 1.14). Le terme e.sin est souventappell index de prcession, il dcrit le lent mouvement de la position des qui-noxes et des solstices sur lorbite terrestre (Fig. 1.12).

Encart 1.8 : La dure des saisons astronomiques

Du fait que laxe de rotation de la Terre dcrit un cne (cne de prcession, Fig. 1.11), lespositions des points et , qui correspondent respectivement aux quinoxes de printemps etdautomne et qui dfinissent les saisons (Fig. 1.2 et 1.12), se dplacent sur lorbite terrestreen sens inverse du mouvement annuel de la Terre. Il faut 21 000 ans pour que le point occupe la mme position. Il en rsulte que les saisons peuvent avoir des dures diffrentespar combinaison de lexcentricit et de la prcession des quinoxes. En effet, conformment la seconde loi de Kepler, les saisons ont des dures proportionnelles aux aires balayes parle rayon vecteur. Si lorbite terrestre est circulaire, la dure des saisons est gale (les surfacesS1, S2, S3 et S4 restant gales quelle que soit la position du point correspondant lquinoxe de printemps, Fig. 1.12A). Si lorbite est une ellipse, la dure des saisons vadpendre de la position du point donc de la prcession climatique (angle -soleil-prihlie).Dans la configuration de la figure 1.12B, on aura par ordre de dure croissante lhiver,lautomne, lt et le printemps.

1 e2

1 e2

Hiver

Printemps

EtAutom

ne

quinoxe deprint emps

ApogePrige

S2

S1S4

S3Terre

Soleil Soleil

Terre

A B

quinoxe dautomne

Solsticedt

Solsticedhiver

Figure 1.12. Dure des saisons astronomiques (caloriques) en fonction de la conjonc-tion excentricit et prcession.



17

22 000 ans

11 500 ans

AS

H

E

P

Pe Ap

P

P

S

S

E

E

H

H

A

A

Pe Ap

Pe Ap

Configurationactuelle

(22 dcembre) h

(4 juillet)

e (21 juin)

(4 janvier)

(20 mars) Terre

Terre

Terre

Figure 1.13. Diverses configurations des solstices et des quinoxes et dures des saisons astronomiques chaudes (en gris) et froides (en blanc) rsultantes (modifi daprs Berger1992 et Foucault 1993).La prcession, combine au mouvement de rotation sur lcliptique, fait que la position desquinoxes et des solstices se dplace lentement sur lorbite terrestre au cours des temps.Un cycle complet dure en moyenne 21 000 ans. De ce fait, le solstice dhiver qui est actuel-lement trs proche du prihlie, tait proche de laphlie il y a 11 000 ans. La distance Terre-Soleil au moment du solstice dhiver a donc vari de plus de 5 millions de km durant cetemps. Ap = Aphlie, Pe = Prihlie, S = Soleil, T = Terre, A, H, P et E sont les initiales dessaisons, est la position du point vernal (quinoxe de printemps) dont la flche pointilleindique le sens du dplacement, = quinoxe dautomne. Configuration actuelle : prces-sion = 100,4. Configuration il y a 11 000 ans : prcession = 270, dure maximale de lasaison froide. Configuration il y a 22 000 ans : prcession = 90, dure maximale de lasaison chaude (configuration qui correspond au maximum des glaciations car lintensit dela saison chaude est alors plus faible).


Sdimentologie

18

excentricit constante, cest donc la priodicit de la prcession qui rgule ladiffrence de dure entre la saison chaude et la saison froide (Fig. 1.13 et 14).Lorsque lexcentricit est faible les saisons ont la mme dure (Fig. 1.12) ; lorsquelexcentricit est forte la dure des saisons dpend de la prcession. En prenantcomme exemple lhmisphre Nord, si le solstice dt a lieu lorsque la Terre est laphlie (Fig. 1.2 et 1.13), la saison chaude aura une dure maximale maissera relativement frache (chaque jour ne recevra quune insolation rduite). Enrevanche la saison froide sera courte mais tide. Si le solstice dt survient auprihlie, la saison chaude aura une dure minimale mais prsentera de fortestempratures, la saison froide sera longue et rigoureuse. Un peu paradoxalement,cest le premier cas qui correspond aux priodes glaciaires (cest lintensit de ltde lhmisphre Nord qui pilote le systme).

Actuellement la Terre est loin du Soleil en juillet et proche en dcembre(Fig. 1.2 et Fig. 1.13), il y a 11 500 ans, la Terre tait laphlie en dcembre (hiversplus froids) et au prihlie en juillet (ts plus chauds), cest le dbut de linter-glaciaire actuel qui met fin la glaciation du Wrm (Fig. 1.15).

1.5.2 Les isotopes de loxygne : un palothermomtre

qui valide la thorie de Milankovitch

Au cours des annes 1980, la thorie astronomique du climat a t remise lordre du jour et valide par les donnes de palo-tempratures issues de lamesure du rapport des isotopes stables de loxygne (18O/16O) dans le carbonatedes sdiments, des micro-organismes et dans les glaces du Quaternaire qui ont

30

20

10

10

20

30

0

0 25 50 125 150 225 250 325 350

Angle de prcession ( en degrs)

D (en jours)

Angle de prcession

quinoxe(mars)

PrihlieSoleilTerreA

B

Figure 1.14. Le contrle de la dure des saisons par la prcession.A - Dfinition de langle de prcession climatique (position du point vernal par rapportau prihlie).B - Variation de la diffrence de dure (D, en jours) entre la saison astronomique chaude(printemps + t) et froide (automne + hiver) en fonction de langle de prcession.


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