Introduction

Le climat de la Terre a beaucoup varié au cours de son histoire. L'ère mésozoïque fut globalement une période chaude sans calotte glaciaire aux pôles. L'ère cénozoïque débute de la même façon, mais vers – 34 millions d'années un changement climatique brusque est intervenu, à la transition Éocène-­Oligocène. À l'aide des informations extraites des documents, nous allons en dégager les caractéristiques et identifier les causes qui en sont à l'origine.

I. Le refroidissement du climat à la transition Éocène-Oligocène

A. Informations fournies par les variations de la concentration en CO₂ de l'atmosphère

Pendant la transition Éocène-Oligocène, le CO₂, un des principaux gaz à effet de serre, voit sa concentration baisser, quelle que soit la méthode d'évaluation de la concentration. On sait que température et concentration en CO₂ sont directement corrélées. Ainsi, une baisse de la concentration en CO₂ traduit un refroidissement du climat. À la fin de la transition, cette concentration descend au niveau du seuil permettant l'installation d'une calotte glaciaire sur l'Antarctique.

B. Informations fournies par les variations du delta isotopique ¹⁸O des calcaires

Pendant la fin de l'Éocène, de – 37 à – 34 millions d'années, le δ¹⁸O des sédiments calcaires est stable, au voisinage de 1 ‰. Pendant le début de l'Oligocène, à partir de – 33,5 Ma, le δ¹⁸O est de 2 ‰ environ. Il y a donc une augmentation brusque du rapport isotopique durant la période de transition.

Les sédiments calcaires (CaCO₃) sont principalement constitués par des tests de micro-organismes, notamment les foraminifères. Ces derniers prélèvent des ions HCO₃^– et Ca²⁺ dans l'eau de mer. En période chaude, le δ¹⁸O des tests de foraminifères dépend essentiellement de la température de l'eau de l'océan : il augmente lorsque la température diminue. En période froide, il dépend en plus du volume des glaces : plus ce volume est important, plus l'océan est enrichi en ¹⁸O. Il augmente donc lorsque la température de l'eau baisse et lorsque l'eau se trouve piégée dans les calottes et les glaciers. Le changement climatique à la transition Éocène-Oligocène est donc un refroidissement.

Les données sur l'évolution de la teneur en CO₂ et sur le δ¹⁸O témoignent d'un englacement probable de l'Antarctique à la suite de ce refroidissement.

C. Informations fournies par les variations du niveau marin

À la fin de l'Éocène, le niveau marin est de 50 mètres au-dessus du niveau actuel avec une marge d'erreur de +/– 10 mètres. À la transition (– 33,9 Ma) et pendant tout le début de l'Oligocène, le niveau chute pour devenir équivalent au niveau actuel avec une marge d'erreur faible. Cela conforte les conclusions précédentes, à savoir l'installation d'une calotte glaciaire sur l'Antarctique à la fin de la transition Éocène-Oligocène.

II. Les causes du refroidissement

A. Les facteurs ayant contribué à la baisse de la concentration en CO₂ dans l'atmosphère

La baisse de la concentration en CO₂ a pu être une des causes du refroidissement du climat à la transition Éocène-Oligocène par diminution de l'effet de serre. Mais quelle est l'origine de cette baisse ? Le document 4 renseigne sur les mécanismes qui prélèvent du CO₂ de l'atmosphère et le piège sous forme de roches carbonatées ou carbonées.

Dissous dans l'eau de pluie, le CO₂ atmosphérique forme des ions HCO₃^– et H⁺ qui dissolvent les carbonates. L'altération d'une mole de carbonates consomme une mole de CO₂ avec production de deux moles de HCO₃^– dissous dans l'eau des rivières et des fleuves. La précipitation des carbonates dans les océans redonne une mole de CO₂ à partir de deux moles de HCO₃^–. En revanche, l'altération des silicates consomme deux moles de CO₂ avec formation de deux moles de HCO₃^– alors que la précipitation de deux moles de carbonates dans les océans ne libère qu'une seule mole de CO₂. On en conclut que, à l'échelle des temps géologiques (Ma), l'altération des roches carbonatées n'impacte pas la teneur en CO₂, mais que celle des silicates abaisse la teneur en CO₂ de l'atmosphère. Ainsi, une augmentation de l'altération des roches silicatées a pu entraîner la baisse de la teneur en CO₂.

La synthèse des matières organiques par photosynthèse prélève du CO₂ dans l'atmosphère. Une augmentation de la photosynthèse puis du piégeage des matières organiques formées a pu entraîner une baisse de la concentration en CO₂ de l'atmosphère. En effet, le piégeage des matières organiques fait que le CO₂ qui a servi à leur synthèse n'est pas restitué à l'atmosphère.

Le document 5 décrit les roches présentes dans la chaîne du Zagros. Aux points 2, 3 et 4, les roches datant de l'Éocène sont volcaniques. Elles témoignent de la subduction de la lithosphère océanique de la plaque arabique sous la plaque eurasiatique. Ce volcanisme d'arc cesse à la limite Éocène-Oligocène, ce qui doit correspondre à la collision entre les deux plaques. À la même époque, la chaîne des Alpes et celle de l'Himalaya se formaient de la même façon. L'arrêt du volcanisme à la transition Éocène-­Oligocène a contribué à la baisse de la teneur en CO₂ atmosphérique.

Le volcanisme libère du CO₂ dans l'atmosphère, mais la subduction et la collision créent des reliefs, à l'origine d'une érosion et d'une altération importantes, notamment des roches silicatées. Cela se traduit par l'existence dans les sédiments oligocènes d'une roche détritique, le grès. Ainsi, l'érosion et l'altération des roches silicatées à la fin de l'Éocène ont pu entraîner une baisse de la teneur en CO₂ de l'atmosphère.

Enfin, la transition Éocène-Oligocène est marquée dans l'ensemble de la chaîne par la présence de sédiments très riches en matière organique, particulièrement importante à la station 1. Cela traduit un piégeage important de la matière organique, qui a contribué à la baisse du CO₂ atmosphérique à cette époque.

B. Répartition des masses continentales et climat

Il y a 86 millions d'années, l'Antarctique était proche de l'Australie et relié à l'Amérique du Sud. La mise en place d'une dorsale a entraîné le déplacement de l'Antarctique vers le pôle Sud et son éloignement de l'Australie et de l'Amérique du Sud. L'ouverture du passage du Drake, entre l'Amérique du Sud et l'Antarctique, a lieu vers – 34 Ma, au moment de la transition Éocène-Oligocène. Cela a permis la formation d'un courant froid circumpolaire autour de l'Antarctique, toujours à l'œuvre actuellement. Il a isolé thermiquement l'Antarctique et y a facilité l'installation d'une calotte glaciaire.

Avant la transition Éocène-Oligocène, la surface de l'Antarctique n'était pas englacée. Son albédo dépendait de la végétation qui s'y trouvait (entre 0,1 et 0,2). L'englacement de l'Antarctique a augmenté son albédo (0,5), ce qui a renforcé le refroidissement de sa surface et facilité le développement de la calotte glaciaire.

Conclusion

Le changement climatique qui s'est produit lors de la transition Éocène-­Oligocène est caractérisé par un net refroidissement du climat. Jusque-là, il n'y avait pas de calotte glaciaire aux pôles. C'est à cette époque que se met en place celle de l'Antarctique.

Ce refroidissement semble être dû à deux grandes causes. La première est la baisse de la concentration en CO₂ de l'atmosphère (altération des silicates, piégeage de la matière organique), qui a diminué l'effet de serre. La seconde est une modification des circulations océaniques, qui a isolé thermiquement l'Antarctique, situé au pôle Sud, et augmenté son albédo. Ces deux causes sont liées à la tectonique des plaques.

Enfin, l'augmentation de l'albédo et la baisse de la teneur en CO₂ atmosphérique sont des facteurs qui autorenforcent le sens de leur variation. Ils ont probablement contribué à accentuer le refroidissement à la fin de la transition Éocène-Oligocène.