A) -2,3 milliards d’années :
C’est la datation de la première glaciation, ou du moins, la première dont on ait des traces. Elle est appelée ‘glaciation huronienne’ dont les traces, constituées de tillites (anciennes moraines) et de roches striées, se trouvent en Amérique du Nord, en Afrique du Sud et en Australie. En fait, les chercheurs pensent qu’il s’agit de plusieurs glaciations qui se seraient produites entre -2,5 et -2 milliards d’années.
Les causes de cette (ou ces) glaciation sont attribuées à la tectonique des plaques, la baisse du CO2 dans l’atmosphère grâce à l’apparition des stromatolithes qui le consomme par photosynthèse, et à des faits galactiques par le passage de la galaxie dans un nuage de poussière (spirale d’Orion) qui aurait fait baisser le rayonnement reçu par la Terre.

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B) -1,7 milliards d’années :
Le climat s’est réchauffé (fig. 1) et se traduit par la présence d’évaporite (halite et gypse), traduisant un climat chaud et aride. La cause semble être l’augmentation de l’intensité solaire entre -2 et -0,95 milliards d’années. L’hypothèse de l’augmentation du taux de CO2 n’est pas envisagée car avant les évaporites se trouvent des grandes précipitations de carbonates marins qui le consomment.

Fig. 1: évolution de la température au cours des temps géologiques. (Rouge: réchauffement, bleu: refroidissement)

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C) -0,95 milliards d’années :
A partir de -0,95 milliards d’années plusieurs phases de glaciation se succèdent : glaciation Gnejsö (-0,94 milliards d’années), Sturtien (-0,77 milliards d’années) et Varangien (-0,615 milliards d’années). Pour connaître les causes de la glaciation, des reconstitutions paléogéographiques ont été effectuées grâce au paléomagnétisme. Elles indiquent que les continents se situaient aux basses latitudes, proches de l’Equateur, mais tous dans l’hémisphère Sud. Cette position a peut être joué un rôle dans les variations climatiques, mais l’hypothèse principale s’appuie sur la modification des paramètres orbitaux, principalement l’obliquité de l’écliptique (cf. causes des variations climaiques).

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II) Paléozoïque : -550 Ma -245 Ma
Au début du Cambrien, outre les nombreuses traces d’organismes vivants dans les océans tropicaux et mers épicontinentales, six phases de transgression sont enregistrées. Elles ont pour origine l’expansion thermique des dorsales océaniques. L’activité étant plus importante, la chaleur augmente ainsi que la dilatation des dorsales, ce qui a pour conséquence de faire augmenter le niveau marin.

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A) glaciation ordovicienne : -500 Ma -435 Ma
Au Sahara ont été découvertes des traces d’une calotte très développée. Si cette donnée parait aberrante de nos jours, les reconstitutions paléogéographiques ont démontré que le Sahara se situait au niveau du pôle Sud (fig. 2).
La cause est donc liée à la tectonique des plaques qui amènent les continents en position polaire.
Des traces d’une glaciation dévonienne ont également été découvertes, mais cette dernière reste contestée car elle semble localisée en Amérique du Sud.

Fig. 2: Reconstition paléogéographique il y a -470 Ma. AM N = Amérique Nord. SIB = Sibérie. EU N = Europe du Nord. AF = Afrique. AN = Antarctique. I = Inde. AUS = Australie.

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B) glaciation Carbonifère - Permien :
Cette glaciation est aussi causée par la tectonique des plaques. Si l’Amérique Nord et l’Europe du Nord ont un climat chaud et humide (on y trouve du charbon), les continents amenés dans l’hémisphère nord sont sujets à la glaciation (fig. 3).

Fig. 3: Reconstition paléogéographique il y a -310 Ma. AM N = Amérique Nord. AM S = Amérique Sud. SIB = Sibérie. EU N = Europe du Nord. AF = Afrique. ANT = Antarctique. I = Inde. AUS = Australie.

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III) Mésozoïque -245 Ma à -65 Ma
Toute cette ère présente un climat chaud (fig. 1).

A) Trias : -245 Ma à -205 Ma
Au Trias le climat et chaud et sec, ce qui se traduit par des roches rouges et des évaporites. A ce moment, il n’y a plus de continent aux pôles et les modélisations des courants océaniques montrent un courant de bord Ouest. Ceci traduit que le courant venant de l’Ouest arrive sur les continents en circulant sur la face Ouest. La conséquence est un transfert de chaleur selon les latitudes le long des continents. Les eaux chaudes venant de l’Equateur descendent vers les pôles.
Ces phénomènes causes un climat continental chaud et sec avec un minimum de 25°C en surface. L’eau profonde avait une température de 15°C et celle des zones polaires de 10°C en surface.
Si le Mésozoïque est globalement chaud, un léger refroidissement intervient au Jurassique.

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B) Crétacé : -135 Ma à -65Ma
Il s’agit d’une des périodes les plus chaudes des temps géologiques, c’est une Terre sans glace. Ce monde très chaud est propice au développement des coraux qui s’étendent au-delà de 30° Nord et Sud, et l’Alaska est couverte de palmiers alors qu’elle se trouve en position polaire. Les eaux profondes sont à 10-15°C, celles de surfaces aux hautes latitudes sont à 20°C, tandis qu’aux basses latitudes la température est de 30°C.
La température (plus élevée de 6°C par rapport à aujourd’hui) et l’absence de glace ont évidemment une incidence sur le niveau marin qui se situait à plus de 200m au dessus du niveau actuel.
Sur les continents, la sécheresse s’étend aux basses latitudes, et sont sujets à une alternance de saisons sèches et humides observée grâce aux pollens et poussières.

Pour expliquer ce climat, plusieurs causes sont définies.
D’un point de vu tectonique des plaques, on a l’ouverture de la Téthys qui influence le climat. En effet, dans l’océan tropique l’évaporation est intense et provoque une augmentation de la salinité et donc de la densité. Cette eau plus dense plonge à deux endroits (fig. 4a) et envoie une eau chaude en profondeur. Ce brassage entre la surface et la profondeur est également complété par un brassage en latitude par un nouveau phénomène de courant de bord Ouest.
L’antarctique se situe au pôle Sud, mais elle n’est pas encore individualisée ce qui a un rôle important. En effet, nous n’avons pas de courant circulant autour d’elle et donc l’impossibilité d’avoir une calotte glaciaire sur ce continent.
Le crétacé est appelé ‘the Grennhouse’ car le CO2 est cinq fois plus important qu’aujourd’hui (fig. 4b) et l’effet de serre est beaucoup plus important. Ce taux de CO2 élevé est du à l’activité volcanique des dorsales océaniques.

Fig. 4: a, reconstition paléogéographique il y a -115 Ma. AM N = Amérique Nord. AM S = Amérique Sud. EURA = Eurasie. AF = Afrique. AN = Antarctique. I = Inde. AUS = Australie. X = zones de plongement des eaux; b, évolution de la concentration en gaz carbonique de l'air en fonction du temps.

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IV) Cénozoïque : -65 Ma à -1,8 Ma
La tendance générale du Cénozoïque est au refroidissement, appelé ‘refroidissement post-crétacé’. A la limite KT (Crétacé – Tertiaire, -65 Ma) on trouve des sédiments marins particuliers : les IRD (Ice Rafted Detritus). Ce sont des particules grossières décimétriques ou des blocs qui traduisent un transport par les icebergs fabriqués par une calotte glaciaire. Cette calotte devait être développé car pour former des icebergs il faut que la calotte déborde du continent.
Le Cénozoïque est caractérisé par trois phases de refroidissements : l’Eocène avec une calotte glaciaire en Antarctique Est, le Miocène moyen avec une calotte sur l’Antarctique Ouest et du Pliocène au Quaternaire caractérisé par une calotte polaire dans l’hémisphère Nord.

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A) Événements géodynamiques :
Il y -30 Ma, la Téthys se ferme par la remonté de l’Afrique, c’est la naissance de la Méditerranée.
Le développement de chaînes de montagnes intervient. C’est le cas des Alpes (-20 Ma) et de l’Himalaya (-15 Ma).
La tectonique des plaques marque également l’ouverture des détroits (fig. 5) de Drake (-16 Ma) et de Tasmanie (-20 Ma) qui isole de l’Antarctique, et la fermeture de l’isthme de Panama (-4 Ma).
Tous ces changements jouent sur les variations climatiques.

Fig. 5: reconstition paléogéographique il y a -36 Ma pour situer le détroit de Drake (1), de Tasmanie (2) et l'isthme de Panama (3). AM N = Amérique Nord. AM S = Amérique Sud. AF = Afrique. AN = Antarctique. I = Inde. AUS = Australie.

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B) Chronologie :
-60 à -58 Ma (Paléocène) : commencement du refroidissement.
-57 à -50 Ma : léger réchauffement.
-46 à -37 Ma (Eocène moyen) : c’est la première grande phase de refroidissement de 0,4°C/Ma. C’est également l’apparition de petites calottes glaciaires intracontinentales et en Antarctique Est.
-36 Ma : refroidissement brutal. Très fort refroidissement des eaux profondes de 6°C. La circulation thermohaline se met en place. Les océans sont bien individualisés, les pluies abondantes renforcent la calotte de l’Antarctique.
-34 Ma à -23,5 Ma (Oligocène) : période froide mais stable.
-16 Ma à -5,3 (Miocène moyen et supérieur) : ouverture du détroit de Drake qui rends possible la circulation circumpolaire empêchant les échanges de chaleur et favorise l’apparition de la calotte antarctique Ouest. La différence entre l’Antarctique Est et Ouest se situe au niveau des roches : l’Est est constitué de plus de 4000m de roches anciennes au dessus du socle et se situe au dessus du niveau de la mer, ce qui est stable. L’Ouest est constitué de 2000m de roche jeunes au dessus du socle et se situe sous le niveau de la mer, donc instable.
-6 Ma : période stable. On a un réchauffement important dans la zone subtropicale, c’est la crise messinienne (Messinien). A cause d’un événement tectonique la Méditerranée est totalement fermée, ce qui favorise le dépôt d’évaporite (plus de 1200m de sel).
Quaternaire : période de refroidissement.

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V) Le Quaternaire
A -3 Ma nous avons l’apparition des premiers glaciers sur l’Island, déduite à partir des moraines conservées entre des coulées basaltiques. Par la suite, le développement se fait en Amérique Nord, puis au Groenland, en Scandinavie et Laurentide il y a -2,5 Ma.
On a 2 grandes phases de glaciations dans les derniers 2,5 Ma.

A) -2,4 à -0,9 Ma
Les reconstitutions définissent la présence de 30 millions de km3 de glace sur l’hémisphère Nord. Le système climatique oscille entre deux états extrêmes : des stades glaciaires, avec la présence de glace sur le Groenland, Scandinavie et Laurentide, et des stades interglaciaires avec de la glace que sur le Groenland.
Les épisodes interglaciaires sont représentés par des stades noirs numérotés par un chiffre impair, et les stades glaciaires par des stades blancs notés paires. Les stades interglaciaires sont à peu près identiques à ceux d’aujourd’hui tandis que les stades glaciaires sont différents car moins importants (ils étaient plus modérés qu’actuellement). Il existe une symétrie entre les deux stades. L’alternance durait 41000 ans ce qui correspond exactement à la durée du cycle de l’obliquité de la Terre (cf. causes des variations climatiques). L’obliquité joue sur l’insolation des hautes latitudes en été. Une valeur élevée est favorable à une période interglaciaire car l’insolation est forte. Au contraire, une faible obliquité sera favorable à une période glaciaire car l’insolation sera faible.

Fig. 6: illustration des alternances et de la numérotation des stades glaciaires et interglaciaires en fonction de d18O.

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B) Précision sur le d18O
Le d18O est mesuré sur les foraminifères car ils présentent les avantages d’être planctoniques ou benthiques et possèdent des tests carbonatés. La formule utilisée est la suivante : (METTRE LA FORMULE). Deux types de standard sont utilisés : pour H2O on utilise le standard SMOW (Standard Mean Ocean Water), et pour CaCO3, le PDB (Bélemnites).
Le d18O est lié à la température. Il existe une relation très étroite entre la température de l’eau et le d18O de l’organisme, mais elle est complexe et non linéaire. En effet, cette relation représente deux phénomènes : un fractionnement biologique, car le d18Oeau est différent du d18Oorganisme (les organismes ne fixent pas les même quantités), et le fractionnement isotopique, dans ce cas le d18O eau de mer dépend du volume de glace continentale. La molécule 18O est plus lourde que 16O, donc lors de l’évaporation le 18O reste et 16O part dans l’évaporation. Le 16O évaporé retombe ensuite sur la calotte glaciaire sous forme de neige et la calotte s’enrichie en 16O alors que l’eau de mer s’enrichie en 18O (fig. 7). C’est pour ces raisons que le d18O dépend de la température et du volume de glace.

Fig. 7: représentation du fractionnement isotopique de O.

Dans un monde sans glace le d18O donne directement la température (comme au Crétacé par exemple), tandis qu’avec de la glace le d18O, permet de calculer la température et le volume de glace. Dans ce cas de figure, on utilise le d18O des foraminifères planctoniques et celui des benthiques. Dans un premier temps on calcule le volume des glaces à partir des foraminifères benthiques car la température des fonds marins ne semble pas avoir varié au quaternaire. Une fois ce volume calculé, on déduit la température à partir des foraminifères planctoniques. Remarque : les graphiques sont souvent construits à partir des benthiques et non des planctoniques car la température varie en fonction de la latitude.

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C) -0,9 Ma à aujourd’hui :
A partir de -0,9 Ma, l’amplitude des variations est plus importante, surtout pour les stades glaciaires qui sont beaucoup plus froids. De ce fait, le volume des glaces augmente jusqu’à 50 millions de km3 et le niveau marin baisse de 120 mètres. Les cycles se présentent en dents de scies asymétriques et non plus de manière symétrique. La période interglaciaire dure 10% du temps et la période glaciaire 90%. Pour passer d’un stade interglaciaire à un autre il faut 100000 ans, ce qui correspond au cycle de l’excentricité (cf. causes des variation climatiques).
Nous avons donc un changement de système qui passe de l’obliquité à l’excentricité qui joue sur la somme d’énergie totale reçue par la terre. Dans le cas d’une forte excentricité, l’énergie reçue augmente de 2% et favorise les stades interglaciaires. Dans le cas contraire, c'est-à-dire une faible excentricité (forme de l’orbite plus circulaire) on favorise les périodes glaciaires.
Dans les enregistrements étudiés, une faible variation de l’excentricité correspond à une variation importante du d18O.

Pourquoi ce changement de système ?
Entre les deux systèmes, lors de l’épisode de glaciation, l’obliquité était faible (cycle = 41000 ans), l’excentricité (cycle = 100000 ans) et la précession (19000-23000 ans) également. Lorsque l’obliquité a commencé à augmenter, l’évolution du climat aurait du passer dans un épisode interglaciaire mais l’excentricité qui restait faible a pris le dessus. C’est ce changement d’influence des paramètres qui ont causé le changement de systèmes. Le passage d’un stade interglaciaire à un stade glaciaire se joue sur l’insolation des hautes latitudes pendant l’été, c’est ce paramètre qui défini si la neige et la glace fondent ou non.

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D) Le dernier cycle climatique
Le dernier stade interglaciaire est le 5ème stade d18O, et plus précisément le stade 5e ou 5.5 =Eémien. Le maximum climatique est centré sur -120000 ans (fig. . Les températures étaient entre 1 et 3° plus chaude que maintenant et le niveau marin plus élevé de six mètres. La différence de température peut paraître faible mais les conséquences sont importantes : les zones climatiques étaient décalées de 10°N et la mousson indienne était 50 fois plus importante.
Le stade 4 (-75000 ans) commence le stade glaciaire. La calotte glaciaire descendait jusqu’à 48°N sur le continent américain et jusqu’à 52°N sur le continent européen, la banquise reliait tous les continents de l’hémisphère Nord. De plus, nous avons une extension en altitude dans la Laurentide, qui atteint 3500 m d’épaisseur. Le climat est sec et aride. Les causes de ce refroidissement sont de nature astronomique.
Le stade 2 correspond au LGM (last glaciation maximum). Il est similaire au stade 4 avec un froid plus prononcé.
Le passage du stade 2 à 1 correspond à une forte déglaciation rapide se faisant en 1000 ans. La glace sur la Scandinavie fond en 2000 ans, celle du Groenland fond pour atteindre sa taille actuelle, la Laurentide fond en 4000 ans. La fonte accentuée entraîne une augmentation très importante de la pluviosité. Les causes de ce réchauffement sont également astronomiques, qui on pour conséquence l’obtention du maximum d’insolation en été au haute latitude.

Fig. 8: variation du d18O dans les 5 derniers stades.

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E) Les événements climatiques rapides
Nous avons deux grands types :
1) Evénement Heinrich :
Au cours d’une période glaciaire ou interglaciaire, il existe beaucoup de variations de température, le climat n’est pas linéaire. Dans les périodes glaciaires, nous avons des phases très chaudes mais aussi des phases très froides avec des événements climatiques encore plus froid que la période glaciaire elle-même (fig. 9a). C’est le cas des événements Heinrich au cours des stades 2 et 3. Ce sont des niveaux sédimentaires détritiques particuliers (quartz et carbonate détritique) associés à des IRD entre 40 et 50°N et caractérisés par la présence d’une espèce de foraminifère particulière appelée Pachyderme senestre sub polaire. Ces phénomènes ne sont pas liés aux causes astronomiques car ils sont acycliques.
Explication de ces événements : pendant un événement Heinrich, les icebergs fondent au niveau du front polaire à 40°N, c’est une période glaciaire. Lors de la fonte de ces icebergs, l’apport d’eau douce va faire remonter le front polaire vers le Nord et va permettre aux eaux chaudes d’entrer en Atlantique (interstadiaire 12, fig. 9b). Quand l’effet des icebergs s’estompe, le front polaire se referme (exemple, stadiaire entre 12 et 11). Cet événement correspond à l’oscillation du front polaire.

 

Fig. 9: a, localisation des événements Heinrich; b, explication de ces événements.

2) Oscillation Dansgaard Oeschger
Cette oscillation correspond à la variation du climat entre les événements Heinrich. Elle est observable grâce de couches colorées dans les carottes de glace (nous pouvons remonter jusqu’à 50000ans. Il existe deux projets pour étudier ce phénomène : un projet européen GRIP et projet américain GISP.

3) Evénement particulier : Younger Dryas
Très proche d’un événement Heinrich mais sans associations aux IRD.
Entre 12,5 et 11,5 milliers d’années nous avons une chute de la température sans IRD. Cet événement expliqué par la fonte de la calotte glaciaire sur la Laurentide. Comment un refroidissement peut-il être expliqué par la disparition d’une calotte ? En fait, l’eau issue de la fonte est partie vers le Sud par le Mississipi qui se jette dans le golf du Mexique. Lorsque la fonte est avancée, l’eau change de direction et part vers l’Est par le Saint Laurent qui donne dans la mer du Labrador. L’arrivée en grande quantité d’eau douce dans cette mer va avoir pour conséquence le blocage de la circulation thermohaline, ce qui explique le refroidissement.

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F) Holocène : -10500 ans
Le climat est plus stable avec quand même quelques événements climatiques. A l’échelle humaine, ils ne sont pas non négligeables.
• nous avons un maximum d’insolation à 11000 ans. La circulation thermohaline permet un mouvement de chaleur (déduit par le rapport Cd/Ca chez les foraminifères qui est stable sur 10000 ans).
• augmentation des gaz à effet de serre par l’homme et utilisation pré-industrielle des combustibles fossiles.
Nous avons trois phases importantes :
1) -9000-5000 ans
C’est une période chaude car la température est de 3°C supérieure à aujourd’hui. Ceci a été déduit par des ossements trouvés au Sahara et datées par le Carbone 14. Les conséquences sont par exemple l’extension du lac du Tchad de 800 km de plus par rapport à l’actuel, et l’intensification de 50% de la mousson.
2) Période Médiévale
C’est également une période chaude qui se traduit par un recul des glaciers, des vendanges précoces, des champs de blé jusqu’en Scandinavie et des vignobles en Angleterre. Certaines colonies s’installent même jusqu’au Groenland pour développer la pêche.
3) Le petit âge glaciaire : 1485-1880
Comme son nom l’indique il s’agit d’une période de refroidissement important avec un fort développement des glaciers déduits de moraines et de peintures d’artistes. La baisse est de 1 à 3° et semble être la conséquence de perturbation de la circulation thermohaline et de changements de la constante d’insolation.

B) L’évolution du Soleil à court terme
La constante solaire est mesurée à partir des taches solaires (taches sombres correspondants à des zones froides du soleil). C’est pourtant quand ces taches noires sont visibles que l’émission solaire augmente, car la convection est importante. Les cycles de ce phénomène sont de 11 ans (fig. 1), de 22 ans (correspond à l’inversion magnétique su soleil) et de 80 à 90 ans.
Nous avons un exemple avec le petit âge glaciaire qui coïncide avec le minimum d’intensité (minimum de Maunder) qui représentait une baisse de 0,25%. De manière générale, nous pouvons observer le développement des glaciers en fonction de l’intensité solaire.

Fig. 1: évolution du nombre de taches solaires

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C) La transparence du milieu interstellaire
Le milieu interstellaire est plus ou moins transparent en fonction de la présence ou non de particules. Nous retrouvons des traces de ces nuages de poussières sur la lune qui témoigne de retombée tout les 250 Ma. Si la poussière passe à proximité de la Terre, la quantité d’énergie solaire qu’elle reçoit peut diminuer.

D) La théorie astronomique
Avant les années 1830, les moraines qui caractérisent la présence d’anciens glaciers étaient attribuées au déluge (croyance en Dieu). Ce n’est qu’en 1837 qu’Agassiz expose la théorie glaciaire. Quelques années plus tard, en 1842, Adhéma émet l’hypothèse de l’influence de la trajectoire de la terre sur le climat.
C’est surtout le mathématicien Milutin Milankovitch qui en 1920 lance les bases des principales règles astronomiques : il calcule les cyclicité des trajectoires terrestres, définit l’obliquité (bien que ses calculs soient faux), l’excentricité et la précession (pour laquelle ses calculs sont justes).
L’obliquité : actuellement, elle est de 23°27 et varie entre 21°8 et 24°4 (fig. 2). Le cycle dure 41000 ans. Lorsque l’obliquité est forte, le climat se traduit par un été chaud et un hiver froid, conditions favorables aux stades interglaciaires. Inversement, une faible obliquité entraîne des étés froids et des hivers doux ce qui conduit aux stades glaciaires. Son action module l’insolation des hautes latitudes.

Fig. 2 : schéma représentatif de l'obliquité.

L’excentricité : le cycle est de 100000 et 410000 ans (fig. 3a). La variation est de 6% : lorsque l’excentricité est forte, la distance moyenne terre-soleil est plus petite et l’énergie solaire reçue est plus forte (variation de 2W/m2). Actuellement, le périhélie est le 3 janvier, donc la terre est plus proche du soleil en hiver (351KW/m2), l’aphélie est en été (fig. 3b), le 4 juillet (329KW/m2).

Fig. 3 : schéma représentatif de l'excentricité.

Précession des équinoxes : il existe 2 précessions (fig. 4) : celle de l’orbite terrestre, qui se traduit par le changement de position de la périhélie, des solstices et équinoxes qui sont décalés de 25 min/an, (périodicité de 105000 ans), et la précession de l’axe de rotation de la terre. Ce paramètre est un mouvement de bascule de l’axe de rotation similaire à celui d’une toupie. Ce mouvement définit le cône précession (période de 26000 ans).
La précession des équinoxes (cycle de 23000 ans) correspond à la somme des deux autres précessions.
Les calculs de Milankovitch sur l’insolation étaient faux car il n’avait pas pris en compte les variations selon les latitudes. Mis à part l’excentricité qui est indépendante de latitude, l’intensité des autres phénomènes varient : à l’équateur les 3 paramètres exposés agissent et surtout la précession (23000 ans, 19000 ans), aux hautes latitudes l’effet de l’obliquité prédomine (40000 ans).

Fig. 4: schéma représentatif de la précession des équinoxes. A, E, P et H = 4 saisons. S = Soleil. T = Terre. ÿ et ÿ' = équinoxes. Pe = périhélie, c'est à dire que la distance Terre Soleil est minimale. Ap = aphélie, c'est à dire lorsque la distance Terre Soleil est maximale.

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E) Impact météoritique
L’exemple des conséquences d’un impact météoritique a pu être observé récemment avec la collision de Shoemaker Levy sur Jupiter qui a engendré un gros volume de poussière. Ce genre de collision avec la Terre provoquerait le dégagement d’une grande quantité de poussière dans l’atmosphère qui aurait pour conséquence une baisse de l’énergie solaire reçu (comme à la limite Crétacé - tertiaire).

II) Causes internes :
A) La géodynamique :
Ce facteur dépend de la latitude, l’altitude et la continentalité.
a) La latitude
Car la tectonique des plaques peut déplacer les continents vers une position polaire,
b) L’altitude
Par la collision de continent donnant naissance à de grandes phases d’orogenèse. Certaines phases orogéniques correspondent à des grandes glaciations :
Glaciation permo-carbonifère = orogenèse hercynienne
Glaciation quaternaire = orogenèse alpine
Mais cette règle n’est pas un dogme : la glaciation ordovicienne ne correspond à aucune orogenèse, tandis que l’orogenèse calédonienne ne correspond pas à une glaciation.
c) La continentalité
Par la répartition des continents. Par exemple l’isolement du continent antarctique, provoqué par l’ouverture du détroit de Tasmanie et de Drake, donne naissance au courant circumpolaire entraînant la glaciation. Un autre exemple important est la fermeture du détroit de Panama (il y a 4 Ma) qui permet la convection thermohaline.

Fig. 5: reconstition paléogéographique il y a -36 Ma pour situer le détroit de Drake (1), de Tasmanie (2) et l'isthme de Panama (3). AM N = Amérique Nord. AM S = Amérique Sud. AF = Afrique. AN = Antarctique. I = Inde. AUS = Australie.

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B) Le volcanisme :
Les poussières émises forment des aérosols dans la haute atmosphère et se répartissent autour du globe. La conséquence directe est la baisse de luminosité. Par exemple une éruption du Pinatubo a entraîné une baisse de la température pendant 3 ans de 0,3°C.

C) Composition atmosphérique :
L’importance des gaz à effet de serre n’est plus à démontrer, notamment celui du CO2 (Fig. 6) lié à la production primaire, dégazage de la terre, volcans…

Fig. 6: évolution de la concentration en gaz carbonique de l'air en fonction du temps. En parallèle, évolution de la concentration avec la température globale.