QUATERNAIRE (ÈRE)


QUATERNAIRE (ÈRE)
QUATERNAIRE (ÈRE)

Le terme «Quaternaire» a été créé en 1829 par le géologue français Jules Desnoyers. Il s’agit de la période de temps la plus récente et la plus courte de l’échelle géologique. Constituant la dernière époque du Cénozoïque et des temps phanérozoïques, le Quaternaire comprend un terme inférieur, ou Pléistocène, établi en 1939 par le géologue anglais Charles Lyell, et un terme supérieur, ou Holocène, créé en 1867 par le Français Paul Gervais. Par convention et pour la plupart des quaternaristes, le Pléistocène est compris entre 1,87 million d’années (Ma) et 10 000 ans et l’Holocène entre 10 000 ans et le présent. Cette définition d’âge est en accord avec les principes de la classification stratigraphique établie en 1976 par une commission internationale [cf. STRATIGRAPHIE]. Le présent débute en 1950, date choisie arbitrairement comme année 0 de la chronologie du carbone 14 (14C). L’âge d’un échantillon est alors noté par un chiffre suivi de B.P. (before present) , signifiant avant 1950. L’âge de la limite inférieure du Quaternaire, qui a souvent été discuté au cours des congrès géologiques internationaux et des congrès Inqua (Union internationale pour l’étude du Quaternaire), pourrait être sujet à révision.

À la fin du XIXe siècle, le Quaternaire a été considéré comme la période de l’apparition de l’homme et de celle des plantes et faunes actuelles; son étude portait essentiellement sur l’histoire des glaciations. En y associant les travaux aux basses latitudes, sur les lignes de rivages marins, une première échelle stratigraphique du Quaternaire a été proposée. Entre 1920 et 1930, la notion de cyclicité est apparue, avec la théorie astronomique du géophysicien yougoslave Milutin Milankovitch [cf. PALÉOCLIMATOLOGIE]. Dans la première moitié du XXe siècle, les travaux en Europe ont permis, en l’absence de radiochronologie, de faire débuter le Quaternaire au moment de l’apparition de certains grands mammifères, tels que l’éléphant et le cheval. Cette définition, bien qu’acceptée par les congrès internationaux de Londres (1948) et d’Alger (1952), est aujourd’hui abandonnée. Avec l’obtention, dès les années 1970, des carottes océaniques, une stratigraphie cohérente avec les glaciations est établie; le rôle des variations des radiations solaires est précisé; des comparaisons avec les cycles orbitaux de 21 000, 41 000, 95 000, 123 000 et 413 000 ans B.P. sont effectuées.

Les progrès réalisés en géochimie isotopique et en paléomagnétisme, et les études de nombreuses séries continues obtenues par carottage dans l’océan et celles qui affleurent sur les cinq continents, ont permis d’établir une chronologie cohérente du Quaternaire. Le congrès géologique de 1984 à Moscou et celui de l’Inqua de 1987 à Ottawa ont ainsi proposé les subdivisions suivantes:

– la limite inférieure du Pléistocène inférieur est représentée par la base de l’événement positif Olduvai, soit vers 1,87 Ma B.P.;

– la limite entre le Pléistocène inférieur et moyen se situe à la transition entre la période négative Matuyama et positive Brunhes, soit vers 0,73 Ma B.P.;

– la limite entre le Pléistocène moyen et supérieur est représentée par le stade isotopique no 5, soit vers 125 000 ans B.P.;

– la limite entre le Pléistocène supérieur et l’Holocène se situe à 10 000 ans B.P.

Les séries du Pléistocène couvrent des périodes de temps décroissantes, qui ont une durée de l’ordre de 1,1 Ma B.P. pour le Pléistocène inférieur, de 0,6 Ma B.P. pour le Pléistocène moyen, et de 115 000 ans B.P. pour le Pléistocène supérieur. Ces subdivisions restent provisoires puisque sujettes à révision en fonction des progrès qui seront réalisés avec l’obtention de nouvelles données quantitatives dans les différentes disciplines impliquées dans l’étude du Quaternaire. Elles constituent un cadre chronologique des termes stratigraphiques ayant valeur régionale (Würm, Riss, Mindel et Günz pour les glaciations d’Europe occidentale par exemple), utilisés encore par certains auteurs (tabl. 1).

Les facteurs internes (noyau, manteau) et externes (cycles astronomiques, rayonnement solaire) interagissent dans l’histoire de la Terre. Ils sont responsables de la mise en place des reliefs de l’écorce terrestre et de la distribution des masses atmosphériques. Durant le Quaternaire, la lecture de ces facteurs interactifs se traduit par des messages physiques, chimiques et biologiques enregistrés de façon quasi continue par les sédiments et la glace (l’eau dans certains cas) des continents et des océans. Leur étude quantitative implique une approche pluridisciplinaire. Les données empiriques comparées aux modèles théoriques pourront aboutir à une prédiction, à l’échelle humaine, des environnements du futur. Appuyées sur une chronologie de haute résolution, les études du Quaternaire portent, en résumé, sur:

– l’histoire des oscillations glaciaires (volume des calottes, teneurs en CO2 de l’atmosphère, glaciers de montagne...);

– le changement du volume des océans (courbes isotopiques et de températures, microfaunes, niveau de la mer...);

– les variations de haute fréquence du champ magnétique terrestre (périodicité de 1 000 et 100 000 ans);

– les reconstitutions paléogéographiques des zones de végétation (pollens, macrorestes, sols...);

– les variations des niveaux lacustres (pluviosité, évaporation, diatomées, ostracodes...);

– l’histoire de la répartition des mammifères terrestres (rongeurs, grands vertébrés...) et des hominidés.

Les courbes des différents paramètres, une fois leur chronologie établie, sont comparées entre elles en vue de détecter les changements globaux affectant les milieux naturels et leur compréhension en fonction des cycles astronomiques.

1. Les méthodes de datation

Depuis la mise au point, en 1880, par le Suédois De Geer, de la méthode des varves (cf. infra ), les quaternaristes disposent de nombreuses méthodes de datation directes ou indirectes. Les principales sont: la radiochronologie, la résonance paramagnétique électronique (R.P.E.), la thermoluminescence,

les acides aminés, la dendrochronologie, les lamines et les varves, le paléomagnétisme et la biostratigraphie.

Grâce à la découverte, en 1895, de la radioactivité par les Français Antoine Becquerel et Marie Curie, l’Anglais Rutherford a, le premier, utilisé, en 1905, les isotopes radioactifs pour dater les roches. Les méthodes physiques de géochronologie «absolue» sont les plus utilisées pour l’étude du Quaternaire continental et marin; elles sont fondées sur la désintégration radioactive d’éléments instables [cf. RADIOACTIVITÉ]. Les progrès réalisés en chimie isotopique et le perfectionnement des appareils de mesure, tels que les spectromètres de masse et les accélérateurs de particules, permettent d’obtenir sur une très faible quantité d’échantillons, de l’ordre de quelques milligrammes, des datations très précises et d’établir ainsi des échelles de temps avec une maille de plus en plus serrée, de l’ordre de 300 ans pour l’Holocène et de 1 000 à 5 000 ans pour le Pléistocène.

Les méthodes radiochronologiques

Le principe des méthodes radiochronologiques est fondé sur la diminution de la masse de noyaux instables N en fonction du temps t , selon la loi exponentielle:

Cette équation donne à un temps donné (t ) le nombre d’atomes radioactifs parents (N), par rapport au nombre d’atomes initiaux (N0), étant une constante propre à chaque élément. Dans un système fermé, la décroissance radioactive du parent s’obtient en calculant le nombre d’atomes fils produits et le nombre d’atomes pères restants. La datation d’une roche ou d’un minéral est déterminée à l’aide d’un échantillon étalon d’âge connu. La vitesse de décroissance de l’élément radioactif est mesurée en fonction de la période de sa demi-vie (T1/2) à partir de l’équation:

soit 1/2 = ln 2/ = 0,693/.

Les éléments servant à la chronologie du Quaternaire sont: le plomb 210 (210Pb), avec 1/2 = 22,3 ans; le carbone 14 (14C), avec 1/2 = 5 750 ans; le thorium 230 (230Th), avec 1/2 = 72 500 ans; le protactinium 231 (231Pa), avec 1/2 = 3,28 憐 104 ans; le chlore 36 (36Cl), avec T1/2 = 3,00 憐 105 ans; le potassium 40 (40K), avec 1/2 = 1,250 憐 109 ans; l’uranium 234 (234U), avec T1/2 = 2,47 憐 105 ans; l’uranium 235 (235U), avec 1/2 = 0,703 8 憐 109 ans; l’uranium 238 (238U), avec T1/2 = 4,468 憐 109 ans. Les isotopes radioactifs, parents, en se désintégrant, donnent chacun un isotope fils, stable ou instable, qui est en général un autre élément chimique. Par exemple, le potassium 40 donne l’argon 40, stable, et l’uranium 234 donne le thorium 230, instable.

Méthode du carbone 14

En raison de la durée de la demi-vie, la méthode 14C est la plus utilisée pour la datation et l’étude des séries du Pléistocène supérieur et de l’Holocène. Elle a été mise au point dès 1934 par l’Américain W. F. Libby, Prix Nobel de chimie en 1960. Le 14C est produit dans la haute atmosphère à partir de l’azote 14, qui s’enrichit d’un neutron sous l’effet du bombardement cosmique. Il se produit environ deux atomes 14C par seconde, dans une colonne d’air de 1 centimètre carré de section et sur la hauteur de toute l’atmosphère. Cette production de radiocarbone a varié dans le passé proche (XVIe s.) et très vraisemblablement au cours du Quaternaire. Dans l’atmosphère, ce carbone s’oxyde en gaz carbonique 14C2. Ces molécules se retrouvent dans l’hydrosphère (eaux de pluie, océan, glace, lacs...) et la biosphère (plantes, sols, animaux aquatiques et terrestres...). Grâce à la photosynthèse, elles entrent dans la composition des tissus des plantes et, par conséquent, dans celle des animaux et, grâce aux mécanismes thermodynamiques, elles précipitent sous forme de minéraux. Ainsi, on les retrouve dans les tests des organismes marins foraminifères, dans les coquilles lacustres (gastéropodes, par exemple), dans les tissus algaires (stromatolites, par exemple), dans les constructions coralliennes et dans les carbonates continentaux (concrétions, stalagmites,...). Ces derniers ne peuvent pas être assimilés avec le carbone issu de la matière organique terrestre.

La méthode de datation est fondée sur le postulat de Libby, qui considère que le 14C produit dans l’atmosphère est demeuré constant au cours des derniers 30 000 ans, soit l’âge limite d’utilisation de la méthode. La proportion du 14C dans l’atmosphère, par rapport aux carbones stables, dits morts, 12C et 13C, est extrêmement faible (environ une molécule sur mille milliards). Sa radioactivité dans un échantillon se traduit par l’émission de rayons 廓, de l’ordre d’un peu plus d’une quinzaine par minute par gramme de carbone, dès la mort de l’organisme ou dès l’arrêt de la précipitation chimique. Compte tenu de la durée de la période de cet élément, le nombre d’atomes 14C va diminuer de moitié tous les 5 750 ans. Le temps écoulé depuis que l’échantillon a cessé d’assimiler le carbone de l’atmosphère, c’est-à-dire son «âge», est établi en mesurant la proportion entre le 14C et les carbones morts.

Dans la méthode conventionnelle, la plus employée, cette mesure de la décroissance du 14C est indirecte. Elle s’effectue à l’aide d’un compteur à scintillation qui détermine, sur un poids donné de carbone (au moins 1 gramme, sous forme de benzène synthétisé à partir de l’échantillon), le nombre total d’émissions 廓.

Dans les accélérateurs de particules (tandétron), c’est directement le rapport des masses qui est déterminé (sur 1 milligramme de carbone sous forme de graphite obtenu à partir de l’échantillon). En raison de son coût élevé, cette méthode est peu répandue.

Méthodes fondées sur les déséquilibres radioactifs (230Th238U, 231Pa235U et 210Pb)

Les méthodes fondées sur les déséquilibres radioactifs sont applicables dans la mesure où une perturbation géochimique intervient dans les familles radioactives de l’uranium, qui comprennent de très nombreuses filiations. Les éléments ayant une période suffisamment longue à l’échelle géologique peuvent être utilisés pour la datation des séries quaternaires. Les éléments mobiles, tel l’uranium dans les conditions de surface, peuvent disparaître (déséquilibres par défaut) ou être mis en excès (déséquilibres par excès). Les travaux de J. W. Barnes, E. J. Lang et H. A. Potratz, en 1956, effectués sur les coraux et les concrétions carbonatées, ont permis la mise au point de la méthode 230Th238U. La désintégration des 238U, 234U, 230Th, 231Pa s’effectue par émission 見 (noyau d’hélium) et émission 廓 pour le 210Pb. Les méthodes radiochronologiques des familles de l’uranium sont fondées sur la mesure de ces radioéléments. Elle est réalisée par spectrométrie , sauf pour le plomb, après les avoir préalablement séparés chimiquement. La séparation s’effectue sur des résines à échanges anioniques pour l’uranium et cationiques pour le thorium ; la purification s’obtient avec des solvants organiques. Cette technique est longue et minutieuse.

Datation des coraux et des concrétions carbonatées . Elle est fondée sur les déséquilibres par défaut du 230Th ou du 231Pa. Dans le cas idéal où les carbonates cristallisent à partir d’une solution aqueuse contenant uniquement de l’uranium soluble, le 230Th et le 231Pa sont absents au moment de la cristallisation, c’est-à-dire au temps 0. Ces isotopes augmentent alors jusqu’à ce que les rapports 230Th238U et 231Pa235U atteignent la valeur de 1, soit l’équilibre séculaire, limite d’âge de la méthode de datation. Dans cet intervalle, ce rapport varie donc de 0 à 1, où le temps (t ) est calculé selon l’équation:

1 et2 étant les constantes de 234U et 230Th. En raison de l’exponentielle double, la variable temps n’est pas accessible directement. En pratique, on utilise des abaques 234U238U et 230Th234U ou on résout l’équation précédente par des méthodes itératives. Ce type de datation n’est possible que dans les systèmes clos, où aucune migration d’éléments n’intervient depuis l’enfouissement du sédiment. Appliquée avec succès sur les coraux et coquilles marines, cette méthode est aussi utilisée sur les concrétions de carbonates biogéniques (calcites) et chimiques (sols des sites préhistoriques, spéléothermes, encroûtements des formes de relief, stromatolites...). Les échantillons présentant des cristallisations et altérations secondaires sont difficilement datables. Ces milieux induisent des erreurs dans la lecture des âges en raison d’un départ d’uranium ou d’un apport de 230Th accompagnant les particules détritiques, qui a pour conséquence de vieillir l’échantillon. Ce vieillissement est toutefois calculable, dans le cas où le rapport 230Th232Th de la fraction contaminante est mesurable.

Datation des sédiments marins et lacustres . Elle s’appuie sur le déséquilibre par excès du 230Th et 210Pb. La «pluie» de 230Th, insoluble, consécutive aux désintégrations de l’uranium en solution dans l’eau produit à la surface des sédiments sous-aquatiques un excès de 230Th qui décroît exponentiellement avec le temps selon l’équation:

凞 étant la constante du 230Th.

La méthode du plomb 210 est également fondée sur la décroissance d’éléments fils de la chaîne radioactive de l’238U. Le 210Pb est le produit de désintégration d’un gaz, le radon. Sa présence dans le sédiment est sous la dépendance des circuits des masses atmosphériques, produisant dans des zones climatiques privilégiées une «pluie» de 210Pb. Cette méthode est utilisée pour la datation de la glace et pour l’étude des zones de sédimentation polluées par les activités industrielles et celle des dépôts actuels. Les travaux de J. N. Rosholt en 1985 permettent de dater les échantillons associés aux systèmes ouverts, tels les dépôts continentaux subissant des lessivages depuis leur formation.

Le 230Th ayant une période de 72 500 ans, la méthode classique U/Th et la méthode par excès de 230Th sont utilisées pour la géochronologie des derniers 300 000 ans, le 231Pa, qui a une période de 3,28 . 104 ans, pour les derniers 150 000 ans et la méthode par excès du 210Pb, qui a une période de 22,3 ans, pour les derniers 300 ans.

Méthode du potassium-argon

Les principes, la technique et les applications de la méthode du potassium-argon (K-Ar) ont été mis au point dans les années 1960 par G. B. Dalrymple et M. A. Lamphere. Ce procédé consiste à mesurer la concentration de potassium d’un minéral ou d’une roche par rapport à la quantité d’argon radiogénique accumulé. Il a été appliqué sur les roches volcaniques quaternaires dans le but de déterminer la chronologie de l’échelle paléomagnétique et, avec succès, pour la datation des hominidés d’Afrique orientale dont l’âge est compris entre 1 et 5 Ma.

Le potassium des minéraux tels que les feldspaths ou les micas possède trois isotopes radioactifs naturels, 39K, 40K et 41K, en proportion en principe constante. Le 40K, qui a une demi-vie de 1,250 . 109 ans, permet de dater les roches éruptives de toutes les ères géologiques et, pour le Quaternaire, jusqu’à la limite supérieure de 100 000 ans. Il se désintègre en argon 40 (40Ar), donc la quantité du potassium, comparée à celle du gaz d’argon obtenue au moment de la fusion de l’échantillon, permet de calculer l’âge, à partir de sa constante de désintégration connue et une fois faite la correction de la quantité d’argon de l’air au moment de la mesure. Pour que la datation soit la plus précise possible, il faut que l’argon ne se soit pas échappé de la roche depuis sa formation, que la cristallisation du minéral se soit faite rapidement pendant le refroidissement de la lave et qu’aucun autre argon n’ait pénétré l’échantillon. Dans la méthode 39Ar40Ar, variante de la précédente, on utilise la réaction 39K(n )39Ar produite dans un réacteur nucléaire; 40K et 40Ar sont alors mesurés simultanément sur le même échantillon en spectrométrie de masse.

Le paléomagnétisme

Le paléomagnétisme est une méthode complémentaire indirecte de datation qui consiste en la mesure de l’aimantation rémanente naturelle (A.R.N.) des roches au moment de leur formation. Il s’applique aussi bien aux roches volcaniques, fortement magnétiques, qu’aux roches sédimentaires, faiblement magnétiques, de l’ordre de 1 . 10-3 A/m (ampère par mètre). Les mesures s’effectuent à l’aide d’un magnétomètre rotatif, astatique ou cryogénique. Ce dernier, en raison des propriétés supraconductrices, est très sensible, mais coûteux. Ainsi sont déterminées la déclinaison et l’inclinaison d’un échantillon de roche en se référant au champ magnétique terrestre au moment du prélèvement.

L’ère quaternaire comprend des périodes supérieures à 100 000 ans, des événements (environ 5 000 ans), des excursions (de l’ordre de 1 000 ans) et des variations séculaires magnétiques, manifestations internes, à l’interface du noyau et du manteau de la Terre. Pour les autres ères géologiques, seules les périodes ont pu être mises en évidence depuis le Crétacé. Celles-ci peuvent être normales ou inverses, positives ou négatives. Une roche est dite normale ou positive quand ses déclinaison et inclinaison primaires indiquent une polarité vers le pôle Nord géographique; elle est dite inverse ou négative dans le cas contraire. Elle peut être «intermédiaire», ce qui est peu fréquent, quand sa direction magnétique primaire se dirige vers les zones comprises entre les latitudes 450 nord et 450 sud.

E. A. Mankinen et G. B. Dalrymple, en 1979, ont distingué (tabl. 1), pour les cinq derniers millions d’années, quatre périodes: Gilbert, négative, entre 5 et 3,40 Ma; Gauss, positive, entre 3,40 et 2,48 Ma; Matuyama, négative, entre 2,48 et 0,73 Ma; Brunhes, positive, entre 0,73 M.A. et le présent. Matuyama comprend quatre événements, dont Olduvai et Jaramillo, d’âge quaternaire; Bruhnes, l’événement probable Emperor et les excursions Blake, Laschamp et Mono. Cette échelle paléomagnétique, susceptible d’être améliorée, est aussi chronologique puisque les changements de polarité ont été datés par la méthode K/Ar, et ce sur un millier de laves volcaniques des continents et des îles du monde entier. Elle est à l’origine de la théorie de la tectonique des plaques. Appliquée à l’étude des carottes océaniques et aux séries continentales plio-pléistocènes, elle est aussi utilisée pour les corrélations régionales.

Les variations séculaires du champ magnétique terrestre, représentées par des courbes de déclinaison et inclinaison, constituent également une méthode de datation indirecte, pour les derniers 100 000 ans. Ces courbes ont été établies par N. Thouveny et al. en 1989, à partir de l’étude de carottes lacustres de maars, tout particulièrement du lac du Bouchet (Velay). Elles complètent celles qui ont été obtenues pour l’Holocène sur des sédiments de lacs européens et américains, datés par la méthode 14C. Ces courbes montrent une quarantaine de «cycles» de la direction du champ géomagnétique. Cette variation peut être simulée par la combinaison de l’oscillation et du déplacement ou dérive des sources non dipolaires du champ terrestre.

Les autres méthodes physico-chimiques

La thermoluminescence

La thermoluminescence (T.L.) a été mise au point et utilisée par M. J. Aitken, en 1974, pour dater les objets archéologiques, en particulier les poteries. Les substances radioactives contenues dans celles-ci ainsi que dans les roches ont la propriété d’émettre des rayonnements 見, 廓 et 塚, provoquant des perturbations dans la maille électronique. Par conséquent, une fraction des électrons ainsi déplacés reste «piégée» entre les atomes. La méthode T.L. consiste à déterminer ces électrons «dérangés». Leur réagencement dans les structures atomiques s’effectue par chauffage supérieur à 100 0C de l’échantillon; il s’accompagne d’une émission d’ondes lumineuses détectables et mesurables par un photomultiplicateur. Plus l’échantillon est ancien, plus l’émission est forte. Ce procédé, encore controversé, permet de dater des roches telles que les quartz des lœss ou des dépôts glaciaires.

La résonance paramagnétique électronique

La résonance paramagnétique électronique (R.P.E.), méthode voisine de la précédente, a été mise au point en 1975 par M. Ikeya à partir des travaux sur les ossements fossiles et carbonates d’âge quaternaire. La détection des électrons «piégés» s’effectue par bombardement radioactif. La dose de l’irradiation artificielle dépend de l’intensité du signal R.P.E. L’échantillon irradié est soumis à un champ électromagnétique dont la fréquence appropriée mesurée est celle qui provoque l’inversion de polarité des électrons «piégés». Sa valeur est proportionnelle à l’âge de l’échantillon. Cette méthode est appliquée aux ossements fossiles, aux coquilles, aux foraminifères et aux diatomées.

La T.L. et la R.P.E. permettent de dater des échantillons dont l’âge est compris entre 103 et 106 ans avec une précision de 10 p. 100.

Les traces de fission

La méthode des traces de fission (T.F.), conçue par R. L. Fleischer, P. B. Price et R. M. Walker en 1975, s’applique exclusivement sur les minéraux (zircon pour le Quaternaire) et les verres des roches volcaniques, dont les téphras. La fission spontanée de 238U laisse des traces dites de fission dont le nombre est proportionnel à l’âge de l’éruption volcanique. L’âge est calculé en comparant la quantité d’uranium restant au nombre de traces, ou «cicatrices». Ces dernières, une fois révélées par attaque acide, sont comptées sur des sections polies examinées au microscope optique ou électronique. La quantité d’uranium restant est mesurée chimiquement ou par comptage après irradiation totale. En raison de sa faible teneur dans les zircons ou téphras, la limite supérieure de la datation mesurable est de l’ordre de 100 000 ans.

La racémisation des acides aminés

La racémisation des acides aminés est une méthode relative de datation mise au point par J. L. Bada en 1972 et P. E. Hare en 1974. Elle se fonde sur les changements, lors de la fossilisation, de l’isomérisation des acides aminés. Ces derniers, qui sont lévogyres, se transforment, en fonction du temps, en acides destrogyres jusqu’à atteindre la proportion 50/50. Cette proportion est déterminée sur des protéines purifiées (techniques longues) par chromatographie à phase gazeuse ou liquide. La vitesse de racémisation dépend de la température et du milieu de fossilisation. À la mort de l’organisme, elle est lente à température ambiante (20 0C); elle s’accélère à température élevée ou quand le milieu est acide ou alcalin. Dans la mesure où la température du milieu depuis l’enfouissement de l’organisme est connue, la datation est possible. Cependant, l’isolement des protéines, par une technique appropriée mise au point en 1984 par R. Lafont, permet de s’affranchir de l’effet de la température. Dans ce cas, les taux des produits de la racémisation spontanée traduisent directement l’âge. Dans les zones de haute et de moyenne latitude, la limite inférieure de datation est de 10 Ma; elle est de 150 000 ans dans les zones intertropicales. Cette méthode, peu employée, a été utilisée, avec des succès variés, sur les ossements et dents fossiles, les coraux, le bois, les graines, les mollusques, les foraminifères et sur la matière organique des sédiments marins et lacustres.

La dendrochronologie

La dendrochronologie est une méthode directe de datation mise au point par A. E. Douglass en 1921. Sa technique est fondée sur la largeur et le nombre de cernes annuels de croissance des arbres. Dans un biotope donné, la dimension des anneaux de croissance d’un genre d’arbre dépend des conditions météorologiques générales. Ainsi, pour un intervalle de temps précis, chaque arbre porte une signature caractéristique. Le comptage et la mesure de la largeur des cernes de plusieurs milliers d’arbres ont permis, de proche en proche, d’établir pour les régions tempérées une échelle chronologique de 7 200 ans pour le chêne et de 1 100 ans pour le sapin.

La datation (à l’année près) d’un chêne s’obtient en comparant, au moyen de méthodes statistiques appropriées, sa courbe dendrochronologique à la séquence type du biotope correspondant. Ce procédé s’applique sur des lots d’échantillons provenant de sites historiques ou protohistoriques, des tourbières et des dépôts fluviatiles et lacustres (poutres, pieux, troncs d’arbre, etc.). Elle permet également d’aborder les problèmes des variations paléoécologiques naturelles (sécheresse, froid, crues exceptionnelles, etc.) et ceux de l’action de l’homme.

La méthode des varves

Mise au point par le Suédois De Geer en 1880, la méthode des varves est un procédé direct de datation, toutefois ses possibilités sont limitées car elle ne concerne que les derniers 30 000 ans, à la condition que le présent soit très précisément repéré. Elle a été appliquée aux dépôts lacustres des zones associées aux inlandsis. Ces dépôts sont constitués de couplets ou varves, comprenant alternativement une lamine claire et une sombre. Leur épaisseur, en général d’ordre centimétrique ou micrométrique, peut, dans certains cas, atteindre quelques décimètres. Il existe plusieurs types de varves caractéristiques des variations saisonnières, comme celles qui correspondent à l’activité algaire associée au pullulement des diatomées ou aux précipitations rythmées de carbonates dues aux variations de température et donc de dilution. Dans les varves glacio-lacustres détritiques, la lamine claire correspond à la fusion estivale de la neige ou de la glace, tandis que la sombre est formée durant l’hiver. La couleur de cette dernière est fonction de sa teneur en matière organique. Le nombre de varves sur une épaisseur donnée détermine donc la vitesse de sédimentation. En ce qui concerne l’inlandsis scandinave, l’étude des différents lacs a permis de dater le début de la dernière avancée glaciaire à 23 000 ans B.P., âge confirmé ultérieurement par la méthode du 14C. Il est essentiel de définir les varves annuelles, car il arrive que le nombre de lamines les constituant forme un doublet, un triplet ou un quadruplet selon le milieu lacustre (lacs stratifiés, lacs anoxiques ou lacs salés) des régions froides, tempérées ou tropicales. Les varves, en dehors de leur intérêt géochronologique, permettent d’aborder les questions de cyclicités de type astronomique et climatique ou d’une toute autre nature (bisaisonnalité par exemple), non seulement pour l’Holocène et le Pléistocène supérieur, mais aussi pour toutes les séries sédimentaires varvées d’une tranche de temps précisée par les autres méthodes de datation.

2. Les glaciations

La compréhension de la naissance, de la croissance et du retrait des calottes glaciaires est fondamentale pour l’histoire du Quaternaire. En dépendent les variations du niveau de la mer et des lacs, la répartition des zones de végétation, l’étendue des zones désertiques, la distribution de la microfaune marine et celle des mammifères terrestres. Les changements climatiques du globe sont étroitement liés aux variations des calottes glaciaires. La calotte laurentidienne du nord de l’Amérique représente l’inlandsis le plus étendu de toute l’époque quaternaire. De nombreuses hypothèses ont été formulées sur son origine et sur les mécanismes du maintien et du retrait de la calotte glaciaire. Certaines d’entre elles, comme celles d’Ewing-Donn ou de Wilson, sont de nos jours abandonnées. La première était fondée sur l’alimentation en eaux chaudes de la mer Baltique, au moment des hauts niveaux marins, entraînant ainsi l’apparition d’une zone nuageuse provoquant la précipitation de neige sur l’inlandsis. La seconde s’appuyait sur les crues et précipitations massives sur le continent Antarctique, jouant alors le rôle de glacier réservoir induisant les glaciations dans l’hémisphère Nord.

Modèle de la croissance et du retrait de la glace en Amérique du Nord

Les processus de la croissance et du retrait de l’inlandsis des Laurentides du Canada septentrional sont illustrés par la figure 1. Sur la base des données de terrain et de très nombreuses datations au carbone 14, il est démontré que les vitesses de la croissance et du retrait de la glace semblent identiques. Durant la coalescence et la séparation des différents dômes glaciaires, la position latitudinale influence la nature et la vitesse des fronts de croissance et de retrait. Cela a été établi à partir d’une modélisation numérique à trois dimensions, pour le début de la naissance de l’inlandsis, et selon les variations d’insolation calculées pour les latitudes comprises entre 400 et 700 nord. Ainsi, pour le sud du Labrador et le centre de la région de Baffin, les taux de progression et de recul sont en moyenne de 100 mètres par an; ils doublent avant le maximum glaciaire de 18 000 ans B.P. Le modèle de W. F. Budd et I. N. Smith, proposé en 1987 (fig. 2), a été établi sur la base de l’évolution dynamique du volume de la glace en fonction des changements de la radiation solaire calculée à différentes latitudes et à partir du cycle de l’orbite terrestre. Le modèle tient compte de l’élévation de l’inlandsis, de l’affaissement de l’écorce terrestre et de l’effet en retour (feed-back) lié à l’albédo provoqué par la réflexion du rayonnement solaire sur la surface de la neige et de la glace continentale et marine. Il démontre aussi l’augmentation progressive du temps de réponse aux effets du rayonnement solaire. Ce décalage entre les faibles valeurs d’insolation et les volumes maximaux de la glace est d’environ 10 000 ans au début du dernier cycle glaciaire (115 000 ans B.P.) et de 15 000 ans, au moment du maximum glaciaire (18 000 ans B.P.).

Budd et Smith, à partir de leur modèle et des mesures de A. D. Vernekar sur les radiations solaires d’été, ont calculé la courbe des glaciations pour les derniers 500 000 ans. Ainsi, une dizaine de glaciations majeures ont été reconnues. Les volumes maximaux de glace dépendent de leur retrait durant les périodes interglaciaires. Le cycle apparent de 10 000 ans est le résultat de l’interaction des cycles de l’obliquité de l’écliptique (env. 40 000 ans) et de celui du périhélie (env. 20 000 ans). Ces derniers sont en phase tous les deux ou trois cycles d’obliquité, par exemple vers 80 000 ou 120 000 ans. Par ailleurs, l’obliquité de l’écliptique et les caractéristiques du périhélie se surimposent à l’effet d’hystérésis de l’albédo. Les cycles glaciaires des derniers 500 000 ans suivent les cycles d’extrême insolation affectant les zones des latitudes nord.

Antarctique

L’Antarctique joue un rôle prépondérant dans la compréhension des changements climatiques globaux. Les travaux effectués en 1987 par l’équipe franco-soviétique dirigée par C. Lorius, sur 1 500 échantillons d’une carotte de glace de 2 200 m de longueur prélevée à Vostok à l’est de l’Antarctique, ont permis l’établissement de courbes de la température et du gaz carbonique de l’atmosphère pour les derniers 160 000 ans (fig. 3). La chronologie, déduite d’un modèle de croissance de la glace, correspond à celle des stades isotopiques des carottes marines (cf. infra ). Cette étude complète les données antérieures obtenues au Groenland pour les derniers 30 000 ans. Huit stades climatiques, dont deux interglaciaires, entre 140 000 et 116 000 ans B.P. et après 10 000 ans, ont pu ainsi être démontrés.

Dans l’hémisphère Nord, la plupart des auteurs expliquent les variations d’extension et de retrait de la glace par les cycles d’insolation. Le synchronisme de ces variations dans les deux hémisphères ne dépendrait pas directement du forçage astronomique, mais de l’action conjuguée de l’insolation et de l’effet de serre. Ce dernier, lié au C2 atmosphérique, provoque une augmentation de la température et agit donc sur les volumes de la glace des calottes. Sa fluctuation dépend des réservoirs à C2, en particulier la biosphère (forêts équatoriales, sols, etc.).

Les actions de l’homme, telles que la déforestation, l’utilisation des énergies fossiles..., depuis l’époque industrielle modifient l’effet de serre naturel. Dans la période interglaciaire actuelle, l’augmentation du C2 provoquerait l’extension des déserts et une modification du niveau de la mer. Des hypothèses envisagent une élévation de 1 mètre du niveau de la mer vers l’an 2100.

De nos jours, les nombreuses données acquises à partir de l’étude des carottes océaniques et les travaux réalisés sur les inlandsis et sur les continents ont conduit à la construction de modèles climatiques fondés sur les variations d’insolation liées aux cycles astronomiques.

3. Isotopes stables des carottes océaniques

Les mesures des isotopes stables de l’oxygène et du carbone, effectuées sur les foraminifères planctoniques des carottes océaniques, renseignent, depuis les travaux de C. Emiliani en 1955, sur la chronologie du Pléistocène, le cycle du C2, les variations de volume des calottes glaciaires et la paléotempérature des océans.

Les isotopes d’un élément chimique peuvent être stables ou radioactifs. Ils se différencient par le nombre de neutrons; chaque isotope a une masse atomique distincte. Le carbone comprend deux éléments stables: un léger, le plus abondant, 12C, et un lourd, 13C, et cinq isotopes radioactifs, 10C, 11C, 14C, 15C, 16C. L’oxygène possède trois éléments stables: 16O, le plus léger, 17O et 18O, les plus lourds, et cinq isotopes radioactifs 13O, 14O, 15O, 19O, 20O. On détermine, par spectrométrie de masse, l’abondance relative des isotopes stables du carbone et de l’oxygène. Ces mesures sont faites sur des carbonates: test de foraminifère, par exemple. La spectrométrie de masse s’exprime par différence relative, 嗀, des rapports isotopiques d’un échantillon et d’un étalon de référence.

Pour l’oxygène, l’étalon est soit le S.M.O.W. (Standard Mean Ocean Water) qui est une eau dont la teneur en 18O est proche de celle de l’ensemble des océans, soit le P.D.B. (Pee Dee Belemnitella), qui est un test calcaire de belemnite du Crétacé. Le P.D.B. sert également de référence au carbone. Le rapport 1816O de l’eau des océans dépend étroitement du volume actuel de la glace aux pôles. Sa variation a pu être établie sur de très nombreuses carottes océaniques dont la chronologie a été déterminée grâce à des datations radiométriques et à des mesures magnétiques. Elle a aussi défini des stades isotopiques utilisés pour la stratigraphie du Quaternaire marin. Les associations de microfaunes, en particulier les foraminifères, définissent une échelle biostratigraphique qui sert d’outil de corrélation pour les carottes difficiles à dater.

L’obtention de séries sédimentaires continues dans les océans [cf. OCÉANOGRAPHIE CHIMIQUE] débute en 1947 grâce à l’utilisation de carottiers gravitaires à piston stationnaire. Les mesures de concentration des isotopes de l’oxygène ont permis à C. Emiliani de proposer le premier enregistrement des variations de température. Ces fluctuations, comparées aux glaciations, ont servi de test à la théorie astronomique de M. Milankovitch. N. J. Shackleton et N. D. Opdyke, sur la base du concept glaciation-interglaciation, ont proposé, en 1976, une échelle isotopique comprenant vingt et un stades pour les derniers 800 000 ans, échelle qui a été prolongée jusqu’au stade 40 par J. van Donk (1976) pour tout le Quaternaire (tabl. 1). Cette «chronologie isotopique» a été modifiée avec les travaux de C. Vergnaud Grazini et al. en 1983, J. Imbrie et al. en 1986, W. F. Ruddiman et al. en 1986, et D. F. Williams et al. en 1988. Le Quaternaire comprend donc soixante-trois stades isotopiques (tabl. 2), lus sur une courbe compilée qui a été établie à partir de quatre carottes, profondes de 18, 34, 38 et 80 mètres des océans Pacifique et Atlantique, corrélées grâce aux échelles paléomagnétiques et biostratigraphiques.

L’échelle biostratigraphique marine

Plus d’une quinzaine de niveaux repères fondés sur l’apparition ou l’extinction d’espèces planctoniques de diatomées, de radiolaires, de nannoplancton (dinoflagellées, coccolites, etc.) et de foraminifères ont été définis par W. A. Berggren et al., en 1980. Une dizaine d’entre eux, représentés par les diatomées Rhisoselenia praebergonii (st. 57), Rhizosolenia matuyamai (st. 27 à 31) et Mesocena elliptica (st. 23), les radiolaires Eucyrtidium calvertense (st. 62) et Clathrocyclas bicornis (st. 56), le nannoplancton Cycloccolithina macyntyrei (st. 54) et Discoaster brouweri (stade 59) et les foraminifères Globigeroides fistulosus (st. 57) et Globorotalia puncticulata (st. 19), caractérisent le Pléistocène inférieur. Six autres niveaux repères, constitués par la diatomée Nitschia reinholdii (st. 17), le nannoplancton Pseudoemiliana lacunosa (st. 12) et Emiliana huxleyi (st. 8), présents dans les zones tropicales et subpolaires, et les foraminifères Globoratalia crassaformis (st. 8) et Globoquadrina pseudofoliata (st. 7), définissent le Pléistocène moyen. Le Pléistocène supérieur est caractérisé par l’abondance, vers 73 000 ans B.P., d’Emiliana huxleyi (st. 4) et la disparition du foraminifère Globorotalia tumida flexuosa (st. 2).

L’échelle des isotopes de l’oxygène

La courbe statistique et normalisée 嗀 18O (tabl. 2) comprend tout le Quaternaire. Sa maille de résolution est de l’ordre de 2 000 à 6 000 ans B.P.

Pour la période comprise entre 1,9 et 0,85 Ma (st. 63 à 25), les cycles glaciaires-interglaciaires ont une durée de l’ordre de 500 000 ans. Au moment des stades glaciaires, les volumes des calottes devaient être très importants.

Pour la période comprise entre 0,85 et 0,6 Ma (st. 25 à 6), les cycles sont plus irréguliers. Le stade 22 correspondrait à un épisode glaciaire significatif dans l’hémisphère Nord. Entre 0,76 et 0,64 Ma (st. 21 à 17), l’amplitude, les durées et les valeurs de la composition isotopique sont proches de celles du Pléistocène inférieur. Cependant, durant les stades 20 et 18, le volume de la glace semble plus important que celui du stade 22; vers 0,6 Ma (st. 16), la composition isotopique témoigne d’une «phase glaciaire» maximale, liée vraisemblablement à une extension des calottes supérieure à celle du stade 2 (18 000 ans B.P.).

Entre 0,6 Ma et le présent, l’amplitude des pics augmente, alors que leur fréquence diminue. Les compositions isotopiques au cours des stades froids 14, 10, 8 et 2 n’atteignent pas celles des stades 16, ni même 12. Les derniers 20 000 ans B.P. ont été étudiés par de très nombreux auteurs, dont J. C. Duplessy en 1981. Une corrélation cohérente a été établie entre les courbes isotopiques de haute résolution et la dernière phase glaciaire et interglaciaire, mise en évidence sur le continent.

La courbe 嗀18O marine du Quaternaire montre que, durant le Pléistocène inférieur, les variations sont plus uniformes que pendant le Pléistocène moyen. Un changement hydroclimatique brutal semble être intervenu à partir de 0,8 Ma.

Cette courbe ne semble pas dépendre uniquement des variations astronomiques, mais également d’autres paramètres qui restent à déterminer (effet de serre?, couverture nuageuse?, etc.). Elle permet de proposer un cadre chronologique fondé sur les stades isotopiques et donne une bonne approximation des variations de la composition isotopique passée de l’eau de mer. Elle contribue de façon remarquable, et sur une chronologie quasi continue, à la connaissance des changements climatiques globaux du Quaternaire.

4. Variations du niveau de la mer

La mer est une surface équipotentielle du champ de gravité de la Terre, dite géoide. L’étude de ses variations a été effectuée à partir des terrasses marines dont la méthode a été proposée par les Français C. Deperet et L. de Lamothe. Les enregistrements des lignes de rivages quaternaires se lisent à partir de la morphologie de la terrasse, du type de dépôt et de son contenu biologique et minéralogique. Selon leur âge, ces témoignages sont actuellement émergés ou immergés; ils peuvent ne pas avoir été conservés. Leur lecture est souvent difficile. Quatre facteurs interviennent pour expliquer les changements du niveau de la mer: la tectonique, l’érosion, la sédimentation et l’eustatisme. Ce dernier dépend du volume de la glace piégée sur les continents, en particulier aux pôles.

Si les mécanismes de transgression et régression pour toutes les périodes géologiques s’expliquent par le modèle de la tectonique des plaques, durant le Quaternaire, les facteurs qui régissent les montées et les descentes du niveau de la surface des océans sont en général d’ordres astronomique et climatique. Dans les régions tectoniquement actives, telles que les rifts océaniques, et les zones de subduction, comme les arcs insulaires ou les chaînes de montagnes, les causes des variations sont internes car elles dépendent de l’activité volcano-tectonique de la croûte et du manteau terrestres. Dans les régions de la mer Méditerranée, notamment en Grèce, de la mer Rouge ou du golfe de Californie, pour ne citer que quelques exemples, les niveaux de la mer dépendent du rapport de la vitesse des mouvements verticaux et de celle de l’érosion et de la sédimentation. Ainsi, plus le soulèvement du continent est grand, plus l’érosion des côtes est active et la sédimentation importante sur les marges.

Il est admis, à partir des études effectuées sur le cycle de l’eau, que la mer, durant le Quaternaire, joue le rôle de réservoir pour la formation de la glace sur les continents, en particulier aux pôles Nord et Sud. La presque totalité de l’eau précipitée sous forme de neige provient des océans. Par conséquent, l’eau retenue sous forme de glace, au moment des optimums glaciaires, ne revient pas par les rivières et les fleuves dans les océans. Le niveau de la mer s’abaisse donc quand la glace s’accumule. Ses variations, au cours du Quaternaire, correspondraient donc aux variations des glaciations enregistrées sur les montagnes et les inlandsis. Actuellement, le volume total de la glace est de l’ordre de 25 à 30 millions de kilomètres cubes. Durant le dernier maximum glaciaire, vers 18 000 ans B.P., il était environ de 70 à 80 millions de kilomètres cubes. Ce calcul a pu être effectué à partir des mesures de l’extension et de l’épaisseur de glace accumulée aux pôles et sur les reliefs (glaciers de montagne). Une augmentation d’une cinquantaine de millions de kilomètres cubes du volume de la glace correspond à une baisse de 120 mètres du niveau de la mer. Les marges du pourtour des continents étaient émergées.

Variations à court terme

L’océan Atlantique, dans la zone intertropicale, témoigne d’une telle relation entre le niveau de la mer et les maximums glaciaires (L. Martin et G. Delibrias, 1972). En effet, la côte atteinte vers 18 000 ans B.P. était de 漣 110 mètres en Côte-d’Ivoire et 漣 120 mètres aux États-Unis (Texas). Vers 10 000 ans B.P., le niveau de la mer était respectivement de 漣 45 mètres et 漣 35 mètres.

Le long de la côte chinoise, les variations du niveau de la mer ont pu être déterminées à partir de données de terrain pour tout l’Holocène. Six terrasses marines ont été identifiées et datées par le carbone 14 entre 8 500 et 7 800, 7 300 et 6 700, 6 000 et 5 000, 4 600 et 4 000, 3 800 et 3 100 et 2 500 et 1 500 ans B.P. Au cours de la remontée de la mer depuis 10 000 ans, sept petites fluctuations ont été reconnues.

Ces deux exemples démontrent que le niveau de la mer, dans les régions tectoniquement stables, dépend du volume global des océans, lui-même lié au volume de la glace retenue dans les calottes.

Les conséquences d’un nouvel abaissement du niveau de la mer seraient multiples:

– dans les régions des inlandsis, la glace recouvrirait les lignes de rivages actuels;

– dans les régions non atteintes par la glace, les basses plaines côtières actuelles seraient plus larges de 100 kilomètres environ;

– les fleuves prolongeraient leurs lits très loin au large des côtes actuelles et y construiraient de nouveaux deltas;

– de nouvelles larges plages de sable seraient formées.

Des scénarios plus catastrophiques ont également été imaginés, sur la base de la fonte des 25 millions de kilomètres cubes de glace des calottes:

– le niveau de la mer s’élèverait de 60 mètres;

– de grandes métropoles industrielles et à fort taux de population seraient inondées, comme Londres, T 拏ky 拏, New York, Amsterdam, Hambourg, Bruxelles, Le Havre, Bordeaux, Rio de Janeiro, Tunis, Dakar, Abidjan, Dar es-Salaam, Calcutta, etc.

Les études sur les causes naturelles des variations climatiques au cours du Quaternaire sont donc indispensables pour l’élaboration des scénarios du futur, en y ajoutant les causes anthropiques provoquant l’augmentation de la teneur en carbone de l’atmosphère et, par conséquent, une augmentation de la température, par effet de serre.

Variations à long terme

D’autres exemples significatifs illustrent la relation entre le niveau de la mer et la glaciation. L’étude des récifs coralliens des zones intertropicales, en particulier les madréporaires construits en aragonite, qui sont très sensibles aux fluctuations des océans. La rapidité de leur formation, de l’ordre du centimètre par an, et leur datation par la méthode des déséquilibres radioactifs de l’uranium-thorium (230Th234U) en font d’excellents enregistreurs. Au moment des baisses du niveau marin, le récif meurt et la construction s’arrête, et, quand la montée se ralentit, le récif change de faciès. Ainsi, la lecture des variations du niveau se fait en mesurant altimétriquement et chronologiquement les banquettes étagées. En Nouvelle-Guinée, les récifs coralliens témoignent des transgressions successives intervenues au cours des derniers 700 000 ans, c’est-à-dire la presque totalité de la période normale Brunhes du champ magnétique terrestre. De six à dix fluctuations du niveau de la mer ont pu être décelées (J.-C. Chappell, 1981). Pour plusieurs auteurs, ces variations correspondent à celles des courbes des isotopes de l’oxygène des carottes océaniques et à celles des cycles astronomiques.

Niveaux marins et migrations

Au cours du Pléistocène, les gros éléphants de type mammouth, par exemple, ainsi que les hommes préhistoriques ont pu occuper et même traverser les plaines côtières et migrer d’un continent à l’autre. Des preuves existent entre les continents asiatique et américain, l’Australie et l’Indonésie, l’Afrique du Nord et l’Europe. De nombreux vestiges de telles migrations ont été identifiés; des vestiges sous-marins des abaissements du niveau de la mer au cours du Pléistocène ont été mis en évidence grâce aux recherches océanographiques commencées systématiquement, dès les années 1960, le long des plateaux continentaux et dans les zones peu profondes.

5. Les lacs: variations des niveaux lacustres

Le niveau d’un lac en équilibre dépend de son bilan hydrique (arrivées = départs), qui s’établit selon l’équation:

où PL représente la précipitation directe sur le lac, R la quantité d’eau apportée par le bassin de drainage, Gi les apports par les sources, E l’évaporation à la surface du lac, O les déversoirs et GO les pertes par infiltration. Les paramètres correspondant aux arrivées d’eau (inflow ), soit PL, R et Gi , s’équilibrent avec ceux des départs (outflow ), soit E, O et GO. Tous ces facteurs sont d’ordre climatique et hydrologique. Les précipitations sur le lac et sur le bassin versant dépendent des conditions atmosphériques, c’est-à-dire de la pluviosité, tandis que l’évaporation est liée aux radiations solaires sur le lac et ses environs. Par conséquent, les lacs clos ou endoréiques, sans déversoir et sans perte par infiltration, répondent directement aux changements climatiques. Le rapport pluviosité/évaporation est donc lu à partir du niveau du lac. Ces lacs «pluviomètres», comme ceux des cratères volcaniques et les maars, sont de véritables stations météorologiques du Quaternaire continental. Néanmoins, les lacs «réservoirs, atmosphériques et hydrothermaux», contrôlés respectivement par les apports fluviatiles et les déversoirs, la pluviosité sur le bassin de drainage, et les aquifères et les sources, contribuent également à l’étude des variations climatiques, dans la mesure où les valeurs de O sont négligeables et que celles de GO sont connues ou constantes. C’est le cas, par exemple, des lacs de la branche orientale du rift est-africain et ceux, aujourd’hui disparus, des zones arides, du Sahara en particulier.

Les données des variations des niveaux lacustres des régions intertropicales ont pu être synthétisées avec celles des carottes océaniques, pour la période des derniers 30 000 ans; elles ont été comparées avec les interprétations déduites des modèles numériques expérimentaux (fondés sur le principe de la conservation des masses et de l’énergie) qui tiennent compte du forçage astronomique, donc de l’insolation (Cooperative Holocene Mapping Project: COHMAP members, 1988). Différents scénarios des circulations atmosphériques passées, au moment du maximum glaciaire, vers 18 000 ans B.P. (insolation minimale), ou pendant le retrait des inlandsis, entre 11 000 et 9 000 ans B.P. (insolation maximale), ont ainsi été établis (fig. 4).

Les lacs d’Afrique orientale

De part et d’autre de l’équateur, entre 120 de latitude nord et 150 de latitude sud, le rift est-africain est occupé par plus d’une vingtaine de lacs dont les fluctuations ont été étudiées. Ces dernières sont lues sur de nombreuses séquences stratigraphiques continues (sondages et coupes géologiques) à partir de leur contenu en diatomées, pollens, évaporites et sédiments. Leur âge a été déterminé grâce aux très nombreuses datations au 14C effectuées sur les carbonates des coquilles et concrétions, les restes de végétaux ou la matière organique. Durant les trente derniers millénaires, et même au-delà, des hauts et bas niveaux lacustres (fig. 5) sont interprétés comme des variations majeures d’ordre hydrologique et climatique. Les témoignages des périodes humides et arides ont été mis en évidence en Éthiopie (lacs Abhé, Zway-Shala), au Kenya (lacs Turkana, Nakuru, Naivasha), en Tanzanie, en Ouganda, au Rwanda et au Zaïre (lacs Manyara, Victoria, Mobutu, Kivu). Entre 30 000 et 21 000 ans B.P., les lacs éthiopiens ont connu une extension, avec un haut niveau vers 24 000 ans B.P. et une courte période régressive vers 20 800 ans B.P. Cette phase est également présente aux lacs Manyara et Mobutu, mais elle a duré moins de temps, peut-être en raison des différences latitudinales. Entre 21 000 et 12 500 ans B.P., les lacs ont enregistré une régression interprétée comme une phase aride marquée par des diatomées de milieu très alcalin, surtout vers 16 200 ans B.P. au lac Abhé. Les lacs Mobutu et Manyara ont aussi subi des régressions importantes, respectivement vers 14 000-12 000 ans B.P. et vers 16 000-12 500 ans B.P. Entre 12 500 et 10 000 ans B.P., tous les lacs est-africains situés au sud du 8e parallèle ont connu des conditions plus humides, sauf celui d’Abhé où la transgression commence vers 10 000 ans B.P. Des fluctuations mineures sont enregistrées dans le bassin de Zway-Shala et des hauts niveaux lacustres notés dans les lacs du sud, proches de l’équateur. La régression commence vers 8 000 ans B.P. aux lacs Manyara et Nakuru et vers 7 000 ans B.P. pour celui de Mobutu. Entre 7 500 ans B.P. et le présent, des fluctuations d’amplitude moins importantes que les précédentes ont été mises en évidence dans tous les lacs est-africains. Ainsi, après une extension lacustre qui a duré jusqu’à 4 000 ans B.P., où des conditions fluctuantes vers 5 800-5 000 ans B.P. sont notées aux lacs Mobutu et Manyara, les lacs enregistrent une régression entre 4 500 et 3 500 B.P. (excepté le lac Mobutu) et de nouveau une faible transgression entre 2 700 et 1 000 ans B.P.

La paléohydrologie de l’Afrique orientale est fondée, depuis les années 1970, sur les variations des niveaux lacustres. Ces changements ont été établis essentiellement à partir des affleurements qui sont en général ponctuels et seulement conservés en certains points de la périphérie des lacs. Néanmoins, dans la branche orientale au volcanisme prépondérant, quelques sites ont été carottés (lacs Abhé, 漣 50 m; Abiyata, 漣 150 m; Bogoria 漣 16 m; Naivasha 漣 28 m; Magadi 漣 60 m; Manyara 漣 55 m). Sur la vingtaine de sites lacustres compris entre 120 de latitude nord et 30 de latitude sud, seuls quatre ont été analysés en fonction des données d’affleurements et de sondages. La chronologie en «continu» des trente derniers millénaires a été précisée par les méthodes du 14C. Ainsi, les auteurs ont proposé pour les hauts niveaux lacustres, présents en affleurements et marqués dans la topographie (niveaux coquilliers, diatomites, stromatolites), des courbes de bilan hydrique. Les bas niveaux lacustres, voire intermédiaires (diatomites, pollens, minéraux d’«évaporites»...), en général absents des affleurements, sont parfois représentés dans les données de sondage et ont permis de préciser les «variations climatiques». Ces données sur les paléolacs d’Afrique orientale des derniers trente millénaires ont été groupées avec celles de toute l’Afrique, et un modèle climatique provisoire a été ainsi proposé pour la zone intertropicale (fig. 5).

Exemple d’une étude pluridisciplinaire: les lacs Magadi et Natron

L’étude du bassin des lacs Magadi et Natron (Kenya-Tanzanie) porte sur les eaux et sédiments actuels des lacs, les variations des niveaux lacustres (stromatolites), la géodynamique et la sédimentologie des bassins lacustres. Les travaux sur la sédimentation moderne du lac Natron ont permis de différencier deux provinces minéralogiques et de définir les éléments authigènes témoins du climat actuel (calcite, aragonite, carbonates alcalins, fluorites, zéolites). La géochimie des eaux (sources, rivières, saumures), en particulier les tests de saturation, ont mis en évidence les conditions d’équilibre en particulier pour la précipitation des minéraux tels que calcite, trona, thermonatrite, halite, kenyaite, magadiite, silice amorphe. Ces séquences minérales servent de marqueurs d’environnement éclairant la sédimentation quaternaire. Pour les derniers 140 000 ans, des témoignages fondés uniquement sur des affleurements (stromatolites) ont néanmoins permis d’établir la chronologie et la paléohydrologie des hauts niveaux lacustres d’après la composition isotopique (18O, 13C, 14C, Th/U). Le facteur de variation entre le niveau actuel du lac et les hauts niveaux, calculés à partir des surfaces, est de 1,63. Au moins trois générations de stromatolites (240 000, 135 000 et de 12 000 à 10 000 ans B.P.) semblent caractériser des épisodes humides ayant affecté la branche est du rift d’Afrique orientale au cours de chaque transition entre les périodes glaciaires et interglaciaires. Les teneurs élevées en 18O et 13C reflètent un long temps de résidence de l’eau des paléolacs, démontrant que le C2 est en équilibre avec l’atmosphère malgré le fort apport du carbone d’origine volcanique (réservoir profond).

L’étude en continu des variations lacustres au cours des derniers 140 000 ans de la région tropicale ne peut se faire qu’à partir de sondages profonds, de l’ordre de 100 à 200 mètres. Cela permettrait d’envisager des corrélations avec les carottes océaniques et peut-être de répondre partiellement aux questions fondamentales des variations climatiques à long terme en relation avec les cycles astronomiques.

Les lacs des zones arides (Sahara)

Dans les zones hyperarides, telles que le Sahara, les séries lacustres et fluviatiles quaternaires sont entrecoupées de dépôts qui témoignent de l’aridité. Au Pléistocène inférieur et moyen, ces oscillations sont difficilement repérables et leur âge est incertain. La période comprise entre 1,8 Ma et 125 000 ans B.P. n’est identifiée au Sahara que par la présence d’industries oldowayenne et acheuléenne et par des dépôts très ponctuels.

En revanche, l’histoire des variations climatiques des derniers 130 000 ans a pu être précisée en Libye, au Mali, au Sahara algérien, au Niger, au Tchad, au Sénégal et en Mauritanie, c’est-à-dire dans les zones actuellement désertiques. Vers 130 000 ans B.P. (datations U/Th), un lac salé à cardiums et foraminifères de 2 000 kilomètres carrés a existé au Shati (Libye); il correspond à la transition éémienne, soit entre le stade isotopique 6 et 5. Entre 20 000 et 12 000 ans B.P., au moment du maximum glaciaire, le désert se trouvait à 500 kilomètres plus au sud qu’actuellement. Entre 9 500 et 4 500 ans B.P., les dépressions interdunaires étaient occupées par des lacs de plusieurs centaines de kilomètres carrés: par exemple, le paléolac de la cuvette de Taoudenni couvrait une superficie de 2 500 kilomètres carrés. Ces lacs à poissons, crocodiles et hippopotames étaient bordés de roseaux et cypéracées (papyrus). Dans la steppe environnante vivaient de grandes antilopes, des buffles, des éléphants, des rhinocéros, des phacochères et des carnivores tels que le lion et le chacal. Cet environnement est celui des sédentarisations néolithiques du sud du Sahara, vers 7 500 ans B.P. Pendant cette phase humide, le Sahara couvrait une superficie deux ou trois fois inférieure à celle qu’il occupe actuellement: au nord, la zone méditerranéenne descendait jusqu’au sud de l’Algérie et, au sud, la steppe sahélienne remontait au-delà des fleuves Sénégal et Niger. Le lac Tchad couvrait une superficie de plus de 100 000 kilomètres carrés vers 8 500 ans B.P. Après 4 500 ans B.P., la limite méridionale du Sahara atteint le 17e parallèle et les lacs sont asséchés (1 500 ans plus tard au sud de l’Algérie). La faune de mammifères se raréfie et les populations humaines migrent vers l’Atlantique et le Sud. Pour certains auteurs, dont N. Petit Maire (1984), ces fluctuations dépendent des conditions climatiques globales.

6. La faune et la flore

La faune [cf. PALÉONTOLOGIE] et la flore (cf. PALÉOBOTANIQUE et PALYNOLOGIE) sont caractérisées, au début du Quaternaire, par des espèces héritées du Tertiaire. C’est le cas des grands mammifères, comme les éléphants archaïques ou le Machaïrodus , des rongeurs, tels que le Mimomys et des plantes telles que Carya et les taxodiacées. Au cours du Pléistocène, de nombreuses espèces de vertébrés évoluent jusqu’à l’installation de la faune actuelle. La répartition de certaines espèces animales et végétales va varier en fonction des fluctuations climatiques globales ou des modifications locales et régionales du biotope et du relief (volcanisme, tectonique). Les migrations, en particulier, sont liées à ces changements. L’évolution graduelle (la faune uniquement), la répartition géographique et les associations des espèces animales et végétales permettent de définir une échelle biostratigraphique régionale et renseignent sur les variations de l’environnement, voire du climat.

La faune

Les principaux grands mammifères présents en Europe au Quaternaire sont: les carnivores, comprenant les canidés dont le loup et le renard, les ursidés, dont l’ours des cavernes, les mustélidés dont le blaireau, l’hermine, la belette et le vison, les félidés dont le lion, le lynx, le machaïrodonte et le chat sauvage; les périssodactyles avec les rhinocéros (quatre espèces) et les équidés (trois espèces); les artiodactyles dont les sangliers (deux espèces), les hippopotames (deux espèces); les cervidés dont le cerf élaphe, le chevreuil, les daims (deux espèces), le renne et les élans (deux espèces); les bovidés dont les bisons (deux espèces), le chamois, le bouquetin, le buffle, les bœufs musqués (deux espèces) et le mouflon; les proboscidiens dont l’éléphant antique et les mammouths (trois espèces). Cette faune fossile de grands mammifères provient en général des gisements préhistoriques. Les différentes familles ainsi que les associations d’espèces définissent, pour une période de temps donnée, des biozones. Pour les rhinocéros, par exemple, C. Guérin, en 1980, a établi pour tout le Quaternaire une échelle comptant dix biozones (RH 18 à 26), prolongeant ainsi celle du Tertiaire.

En Europe, le Pléistocène inférieur est caractérisé par une faune dite «villafranchienne» (Plio-pléistocène), dont Elephas meridionalis , des cervidés et le rhinocéros, Dicerorhinus etruscus . Au Pléistocène moyen, les espèces antérieures, tout en se diversifiant, subsistent, comme le rhinocéros précédent et le machaïrodonte. Les phases froides sont caractérisées par le glouton (Gulo gulo ), le rhinocéros laineux (Coelodonta antiquitatis ), le renard polaire (Vulpes praeglacialis )... Au Pléistocène supérieur, la chronologie est beaucoup plus précise. Durant ce dernier grand cycle climatique, comprenant les glaciations würmiennes, la faune froide alterne avec la faune tempérée. Citons, parmi les espèces froides, le renne, l’antilope saïga, le renard polaire (Alope lagopus ), le mammouth, le chamois (Rupicapra rupicapra ), le glouton et le bœuf musqué (Ovibos ), et, parmi les espèces tempérées, le cerf élaphe, le chevreuil, le sanglier, le lynx...

Les micromammifères, rongeurs (campagnols, hamsters, loirs, écureuils), insectivores (musaraignes) et lagomorphes (lapins, lièvres) ont été étudiés pour l’Europe par J. Chaline en 1973 et pour l’Afrique par J. J. Jaeger en 1976. En raison de leur évolution rapide, de leur vaste répartition géographique et de leur grande mobilité (migrations), sous les contraintes des changements d’environnement et du climat, ces taxons sont d’excellents marqueurs stratigraphiques et climatiques. Les caractères morphologiques et biométriques (taille des dents par exemple) des espèces qui évoluent graduellement ont permis de définir des lignées évolutives. La taille des genres Mimomys en Europe, et Paraethomys en Afrique du Nord augmente progressivement et rapidement au cours du Plio-pléistocène. Ces variations définissent six stades morphologiques successifs, ou biozones.

Pour une vaste région donnée, ces variations ont permis de proposer une échelle biochronologique. Par ailleurs, les associations de taxons caractérisent le type de milieu (biotope), voire de climat. En Europe, le Pléistocène inférieur est représenté par une dizaine d’espèces significatives. Il comprend, par exemple, les biozones à Mimomys , présentes au Pliocène, et le complexe des genres Microtus et Pytimis . Au Pléistocène moyen, une quinzaine d’espèces, évoluées des genres précédents, définissent des biomarqueurs «chronologiques». Le Pléistocène supérieur compte une faune très diversifiée, dont quatre types d’associations de trois à sept espèces. Les changements de biotope liés aux variations climatiques favorisent les migrations et entraînent, par conséquent, des modifications des aires de répartition géographique des micromammifères. Ces différentes biozones traduisent des climatozones représentatives des phases froides et tempérées. Une courbe climatique à partir des petits mammifères a pu ainsi être établie (fig. 6). En résumé, les périodes froides sont caractérisées par le lemming à collier, le campagnol des neiges, la sitelle... et les périodes tempérées, par le campagnol roussâtre, le loir, le lérot...

La flore

Sur les continents, les enregistrements continus (fig. 6) des variations des grands ensembles phytogéographiques de toute la période quaternaire sont peu nombreux. En Europe et en Amérique du Nord, les documents précis portent sur les derniers 140 000 ans. Ils sont rares ou très ponctuels pour les derniers 800 000 ans (période Brunhes). En Afrique, nos connaissances sur l’histoire détaillée de la végétation ne portent que sur les derniers 40 000 ans. Ces enregistrements sont établis grâce à l’étude des pollens et des macrorestes végétaux fossiles provenant des séries lacustres (lacs glaciaires, lacs de cratères, lacs des dépressions tectoniques, etc.) et des tourbières en particulier.

Dans l’hémisphère Nord, les changements des étendues de végétation correspondant aux différentes associations d’espèces lues dans les diagrammes polliniques dépendent des cycles glaciaires-interglaciaires. En Europe, le site de la Grande-Pile, situé en Haute-Saône, a permis à G. Woillard en 1980 et à de nombreux auteurs de déterminer, sur une échelle climatostratigraphique précise, les différents types de végétation des cinq derniers stades isotopiques (Pléistocène supérieur et Holocène). Les stades glaciaires (st. 5 d, 5 b et 2) correspondent à une végétation de toundra où les herbes, dont les armoises, dominent. Au moment du maximum glaciaire (18 000 ans B.P.), les sapins et les chênes sont absents d’Europe, en raison du permafrost (sols gelés); la région méditerranéenne est peu boisée; en Amérique du Nord, les plaines du Midwest sont recouvertes de forêts de sapins (Epicea ) et l’Alaska de toundra. Durant les stades interglaciaires 5 e, 5 c, 5 a et 1, les chênes et noisetiers sont très abondants en Europe et les sapins en Amérique du Nord. Dès 10 000 ans B.P., la prairie occupe le Midwest et les sapinières s’étendent depuis la Russie jusqu’à la Scandinavie.

En Afrique, de nombreux travaux dans la zone intertropicale, dont ceux de R. Bonnefille en 1981, démontrent que la répartition latitudinale de la végétation et la position des ceintures forestières montagnardes dépendent des gradients de la pluviosité et de la température. Durant la période froide antérieure à 30 000 ans B.P., les bruyères et conifères dominent en altitude et les sphaignes se développent dans les tourbières. Entre 18 000 et 15 000 ans B.P., les forêts sont considérablement réduites en Afrique du Nord, de l’Ouest et de l’Est en raison d’une baisse de température de l’ordre de 2 à 4 0C, par rapport à l’actuel. Durant la période humide, comprise, selon les latitudes, entre 12 000 et 6 000 ans B.P., les forêts denses humides, les forêts claires, les savanes boisées d’Afrique occupent de vastes superficies. Ces changements dans la distribution spatiale des zones de végétation sont induits par les variations de la pluviosité et de la température en liaison avec la circulation atmosphérique dépendant des directions et de l’intensité des vents de mousson de la zone intertropicale (fig. 4).

7. Le Quaternaire et l’homme

Une des caractéristiques majeures du Quaternaire, en dehors des événements climatiques qui le caractérisent, est représentée par le développement du genre humain. Les contraintes imposées aux hominidés par les changements climatiques survenus au cours de cette période ont, en grande partie, façonné l’évolution de la lignée humaine. La répartition des hominidés dépend à la fois de leur origine et des variations climatiques responsables des variations des inlandsis des calottes, des niveaux de la mer et des distributions des zones de végétation (fig. 7).

Les hominidés de la savane africaine

Apparu en Afrique orientale (Olduvai, Koobi Fora), il y a environ 2 Ma dans un milieu de savanes, Homo habilis est le plus ancien représentant du genre Homo . C’est un hominidé parfaitement bipède, différant des Australopithèques, dont il est un temps le contemporain, par un certain nombre de caractères morphologiques plus humains, notamment un cerveau plus volumineux et un système masticateur plus harmonieux, adapté à un régime partiellement carné. De nombreux débris d’ossements animaux, témoins de cet élargissement de l’alimentation, sont retrouvés mêlés à une industrie fruste (Odolwayen), que cet hominidé devait aménager en bordure des cours d’eau. L’ouverture sur la savane du biotope forestier des hominidés par la phase d’assèchement observée vers 2 Ma B.P., par exemple à l’Omo, représente, pour certains, un des facteurs prédisposant à l’apparition de ces premiers hommes en Afrique orientale.

C’est dans cette même région du rift estafricain que l’on retrouve, à l’est du lac Turkana, les plus anciens restes d’Homo erectus (1,6 Ma B.P.). Le passage à cette forme plus évoluée d’hominidés semble se faire graduellement dans ce même environnement de savanes, biotope originel que les premiers représentants de l’humanité vont quitter pour occuper de nouveaux espaces avec de nouvelles conditions climatiques.

Les premières migrations du genre Homo

Plus grands, plus robustes et possédant un plus gros cerveau, les Homo erectus vont progressivement accroître leur aire de répartition géographique pour occuper, vers 0,80,7 Ma B.P., une grande partie de l’Ancien Monde (Asie du Sud-Est, Afrique du Nord, Europe). La grande adaptabilité biologique de cette espèce et, sans doute, l’acquisition de la maîtrise du feu ont ainsi permis la conquête de nouveaux milieux géographiques et climatiques, souvent très différents de la savane africaine originelle. Cette véritable explosion démographique et géographique a engendré une grande diversité biologique des Homo erectus , sur laquelle ont pu agir les pressions écologiques propres à chaque biotope. Ainsi, une évolution différente en Europe et hors d’Europe de la souche erectus vers les Homo sapiens conduira à deux sous-espèces différentes: H. sapiens neanderthalensis et H. sapiens sapiens .

Les Homo sapiens à l’époque des glaciations

C’est en Europe, aux débuts de la dernière glaciation de Würm, que les Néandertaliens ont connu leur plein développement. Leur morphologie particulière «spécialisée» (petite taille, structure trapue, face en museau) a d’ailleurs été considérée par certains comme une adaptation au froid. Cependant, ces hommes fossiles n’ont pas toujours connu des climats rigoureux, en raison des oscillations successives du climat würmien qui ont fait changer les environnements. S’il est vrai qu’ils se répartissent en Europe occidentale, on les retrouve également dans des régions au passé climatique plus tempéré, comme le Proche-Orient et l’Asie centrale. Toutefois, ces Néandertaliens n’ont jamais été présents sur le continent africain, où les fossiles qui leur sont contemporains appartiennent en fait à des formes de H. sapiens archaïques qui évolueront vers les hommes de type moderne. Les Néandertaliens vont disparaître en Europe de façon relativement rapide, vers 35 000 ans B.P., en cédant la place aux Homo sapiens sapiens (Cro-Magnons), sous-espèce remarquablement ubiquiste qui va occuper, désormais seule, la plus grande partie des terres habitables de la planète.

La conquête du globe et les dernières variations climatiques

Plus grands, plus graciles, moins spécialisés que les Néandertaliens, les Cro-Magnons se sont développés hors d’Europe à partir de formes archaïques dérivées des H. erectus. C’est au Proche-Orient que sont connus les plus anciens de ces hommes, aux environs de 100 000 ans B.P. Après l’Europe, les populations de H. sapiens sapiens vont accroître l’aire d’extension de l’humanité à de nouveaux continents, à la faveur de conditions climatiques opportunes ou par le moyen d’innovations technologiques, notamment la navigation.

Ainsi, au moment du maximum glaciaire, vers 18 000 ans B.P., la conquête du continent américain a pu se faire très rapidement par le détroit de Béring, recouvert par les glaces, par des groupes originaires d’Asie. La baisse des niveaux marins, consécutive à la retenue des eaux par les masses glaciaires, a favorisé l’établissement de populations dans divers milieux insulaires. Des mouvements de populations ont été imposés à ces périodes par l’extension des déserts: au Sahara, la sévère phase hyperaride entre 18 000 et 11 000 ans B.P. a conduit les cromagnoïdes locaux à migrer vers des zones refuges.

Au contraire, au moment des optimums lacustres, entre environ 40 000 et 20 000 ans B.P. et entre 10 000 et 6 000 ans B.P., la plus grande partie du Sahara était occupée par des groupes de pêcheurs-chasseurs installés en bordure des lacs. Pendant le dernier optimum, on observe chez ces populations les tout premiers témoignages de sédentarité relative. Cette dernière est rendue possible par l’abondance des ressources alimentaires spontanées. C’est dans ce contexte que l’on retrouve au Sahara de très anciennes céramiques.

La période postglaciaire, avec la remontée générale des températures, l’abondance et la stabilité des sources de nourriture, va correspondre à la création des premiers villages. Dès lors, dans ce contexte climatique postglaciaire qui est le nôtre, les bases de l’humanité moderne sont établies.

8. Rôle des cycles astronomiques et de l’insolation

Les données de la période quaternaire permettent de déterminer de façon très précise les variations à long et à court terme des changements globaux de l’hydrosphère, de la biosphère et de l’atmosphère, autrement dit de l’environnement et du climat de la planète. Ces changements dépendent directement ou indirectement de facteurs internes et externes. Ces derniers sont, en particulier, le forçage astronomique lié aux cycles de Milankovitch, et leur corollaire, les fluctuations de l’insolation. Leurs effets sur les continents et dans les océans sont assez bien établis au Quaternaire, leur étude s’en trouvant facilitée en raison de la période de temps concernée, soit les derniers 2 millions d’années. Les enregistrements continus et bien datés (les derniers 125 000 ans en particulier) des variations biologiques, hydrologiques, sédimentologiques, géochimiques, physiques et atmosphériques sont étudiés sur des échelles de temps à court, moyen et long termes, depuis la saison jusqu’à 100 à 100 000 ans. Le rôle sur le climat des facteurs internes, tels que l’intensité du champ magnétique terrestre ou les phénomènes d’accrétion ou de subduction, n’est pas encore explicité. Toutefois, quelques auteurs expliquent certains changements climatiques brusques et même cycliques à partir des flux de poussières volcaniques, qui provoquent une certaine opacité dans l’atmosphère, ou des flux du bombardement cosmique et de l’énergie solaire qui évolueraient en fonction de l’intensité du champ magnétique terrestre.

Par ailleurs, les modèles fondés sur les variations d’insolation, conformes aux théories astronomiques, ont été testés sur des données d’âge presque essentiellement quaternaire. La plupart des auteurs considèrent que les cycles orbitaux jouent un rôle fondamental dans les variations des surfaces et des volumes des calottes glaciaires aux pôles (fig. 2), les changements de la teneur en CO2 dans l’atmosphère, les fluctuations des rivages marins et des niveaux lacustres, les modifications de la composition isotopique des océans (fig. 8), la distribution des mammifères terrestres et de la microfaune marine, la répartition des zones de végétation et des déserts.

Les courbes de ces différentes données ont été discutées et corrélées avec celles des cycles orbitaux de l’inclinaison, de la précession et de l’excentricité. Les deux premiers paramètres définissent la distance du Soleil à la Terre, dont dépend l’intensité de l’insolation reçue par la planète. Cette insolation varie en fonction de la latitude et des saisons (A. D. Vernekar, 1972; A. L. Berger, 1987).

L’inclinaison, ou obliquité, est l’angle que fait l’axe de rotation de la Terre avec celui de la perpendiculaire au plan de l’orbite terrestre. Cet angle détermine la température des saisons. Il varie entre 24057 et 21057 tous les 41 000 ans. Au moment des périodes glaciaires, sa valeur est minimale et les zones polaires reçoivent annuellement moins d’énergie solaire. Durant les périodes interglaciaires, c’est l’inverse.

La précession des équinoxes dépend du mouvement de rotation de l’orbite terrestre et de l’indice de sphéricité (enflement équatorial), qui est fonction des attractions de la Lune et du Soleil. En conséquence, l’axe de rotation de la Terre dessine dans l’espace un cône au cours de deux cycles de 23 000 et 19 000 ans, entraînant des variations des insolations saisonnières.

L’excentricité, qui est fonction de l’indice d’aplatissement de l’orbite terrestre, varie au cours d’un pseudocycle de 95 000 ans. Son influence dans les changements climatiques serait négligeable, voire nulle. Un modèle mathématique prédictif a été proposé par A. L. Berger à partir des courbes d’insolation, en considérant le Soleil constant (fig. 8). Des optimums froids, vers 4 000 (peu intense), 23 000 et 60 000 ans (très intense) après le présent, seraient prévus.

Le programme international géosphère-biosphère envisage, au-delà de l’an 2000, de poursuivre les travaux sur les cycles naturels d’âge quaternaire et de déterminer le rôle de l’activité humaine et industrielle sur les modifications de l’environnement de la planète. Le but est de prévoir, pour le prochain siècle, les changements globaux qui affecteraient les sociétés humaines et de planifier une bonne gestion des ressources naturelles (eau, terrains agricoles, incidences climatiques...) et de l’environnement, pour la survie de l’humanité.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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