La variabilité climatique

Si la variabilité du temps est un fait d'observation courante, celle du climat est plus difficile à appréhender. Son analyse exige un recueil de données étendues sur le plan spatial et appuyées sur des repères fiables témoins d'un passé plus ou moins reculé. Il reste que dans l'histoire de l'humanité certains bouleversements majeurs avaient bien été perçus comme des changements de climat, même si leur interprétation - une manifestation divine - pouvait varier d'une religion à l'autre. Le déluge en est l'exemple le plus emblématique.
En Europe, c'est au XVIIIème siècle que s'accumulent des témoignages précis de paléoclimats. Buffon démontre que des éléphants et des rhinocéros vivaient autrefois en Europe. Ainsi s'est fait jour chez les paléontologues l'idée de changement des climats. A la même époque, des naturalistes décrivent, dans le Jura et les Alpes, des blocs de pierre polis par les glaces et concluent à l'existence, dans le passé, de glaciers responsables de ces dépôts. Si cette théorie se heurte alors au scepticisme quasi général de la communauté scientifique, elle finit par être acceptée plusieurs décennies plus tard. Hors d'Europe, les dépôts morainiques d'Inde, du Brésil, d'Afrique du Sud et d'Australie, suggèrent à Wegener l'idée d'en faire les témoins d'une ample glaciation fort ancienne. Quant à l'idée d'une succession de périodes glaciaires et inter-glaciaires, elle est due, dès 1863, au géologue Geikie constatant que des fragments de plantes de milieux tempérés s'intercalent avec des argiles glaciaires. Depuis lors, les observations se sont multipliées à la surface des continents et sur leurs marges, mettant en évidence des séquences froides et plus chaudes ; ces alternances pouvant se répéter tout au long des 650 derniers millions d'années (=650 Ma).
En effet, le système climatique n'est pas et n'a jamais été exempt de variations. Le climat actuel ne représente qu'une situation provisoire, l'expression d'un équilibre dynamique à la fois fragile et très complexe. Les composantes de ce système interagissent à des vitesses parfois très différentes : par exemple, aux échanges atmosphériques rapides répond une circulation océanique lente, dotée d'une forte inertie. Bien des causes sont à l'origine des changements climatiques et il est commode d'opposer, parmi elles, celles qualifiées d'internes, spécifiques de la planète Terre et celles dites externes, tributaires du rayonnement solaire. En réalité, tous les facteurs interagissent sans cesse, mais avec un poids relatif qui dépend de l'échelle spatio-temporelle adoptée dans l'analyse. Dans cet emboîtement d'échelles, le découpage temporel s'opère selon des durées extrêmement différentes qui peuvent s'échelonner du demi-siècle ou même de la décennie jusqu'au million ou la dizaine de Ma. Bref, l'approche multiscalaire est indispensable pour démêler l'écheveau complexe du système climatique. En outre, les outils d'investigation qui ont comme objectifs la caractérisation et la datation des paléoclimats, la mise en évidence des tendances récentes et actuelles débouchant sur l'évolution future, sont eux-mêmes tributaires du niveau d'échelle. Leur gamme qui ne cesse de s'élargir, fait appel à de multiples techniques et disciplines scientifiques.

I - Les temps géologiques

I - 1 - L'importance de la configuration des continents et des océans

Dans le fonctionnement du système climatique, la distribution relative des continents et des océans joue un rôle essentiel et commande, dans une large mesure, les changements majeurs du climat. En effet, les transferts méridiens des basses latitudes vers les hautes latitudes assurant le maintien de l'équilibre du système, s'opèrent grâce aux mouvements atmosphériques et aux courants marins de surface et de profondeur. Or, à elles seules, les étendues de mers et d'océans absorbent une énergie solaire cinq fois plus importante que celle reçue à la surface des terres. Les courants marins jouent donc le rôle de redistributeurs d'énergie, surtout si est pris en compte le long ruban d'eaux denses et profondes qui fonctionne à la manière d'un tapis roulant (Conveyor Belt) parcourant l'océan mondial. Ce circuit lent et puissant peut effectuer un trajet complet en un siècle ou plus.
Dans le même temps - à l'échelle géologique cette fois - s'effectuent dans le cadre de la tectonique des plaques (la dérive des continents proposée au début du XXème siècle par Wegener), de lentes migrations des fragments de blocs continentaux qui s'opèrent à la vitesse de quelques cm par an. Les dissociations et recompositions de ce puzzle géant remettent en cause les assemblages lithosphériques et du même coup la géométrie des bassins océaniques, donc la distribution des échanges de chaleur.
Ainsi, l'ouverture de l'Atlantique nord à partir du Crétacé inférieur (135-125 Ma) a permis l'océanisation du climat sur le paléocontinent européen. Dans l'hémisphère sud, le continent antarctique qui bénéficiait jusqu'au Paléocène (55 Ma) des flux méridiens de chaleur issus du Pacifique, connaît ultérieurement un refroidissement. Cette modification signe les progrès de son isolement consécutif à l'éloignement de l'Afrique, du Dekkan et de l'Australie. Quand le dernier lien avec l'Amérique du Sud vient à lâcher à son tour, vers 35 Ma (Eocène/Oligocène), la circulation océanique et atmosphérique s'organise selon un schéma essentiellement zonal : un anneau qui participe à l'installation puis au maintien du pôle du froid actuel.
Dans une perspective tridimensionnelle, il faut tenir compte des volumes montagneux qui peuvent modifier durablement et jusqu'à la haute troposphère la circulation atmosphérique. Ainsi, la surrection, à partir de la fin du Mésozoïque et au Tertiaire, de l'immense complexe montagneux qui court le long des deux Amériques explique l'ampleur des flux méridiens d'échanges entre la zone intertropicale et les hautes/moyennes latitudes. La collision entre le Dekkan et le continent asiatique, responsable de l'édification de la chaîne himalayenne à partir du Miocène (25 Ma) est à l'origine du puissant contraste saisonnier entre l'Asie continentale et l'Océan Indien. En conséquence, se met en place un vigoureux phénomène de mousson avec son cortège de pluies diluviennes et une érosion exacerbée sur les pentes fortes.

I - 2 - La diversité des moyens d'investigation

La restitution du cadre paléogéographique et de son évolution repose sur plusieurs méthodes et techniques utilisées en sciences de la Terre. Parmi elles, le recours au paléomagnétisme a été une des plus révolutionnaires. Il a permis de fixer un calendrier précis des étapes de l'expansion des fonds océaniques à partir du champ magnétique piégé dans les roches sédimentaires du plancher. Mais l'apport ne se limite pas à l'établissement d'une échelle de géochronologie. Couplé avec une approche classique de stratigraphie appliquée aux sédiments et fossiles obtenus par carottage des fonds marins, cet outil délivre de précieux renseignements sur les paléoenvironnements. En outre, l'introduction des méthodes géochimiques a permis de quantifier certaines valeurs clés en paléoclimatologie, comme les températures. Un des exemples les plus significatifs est fourni par l'étude des variations du rapport isotopique de l'oxygène 18o/16o à partir de l'analyse des coquillages marins (foraminifères). La composition isotopique reflète les conditions de vie de ces animaux et autorise l'estimation de paléotempératures à 1 ou 2° près.
Sur les continents, l'approche naturaliste garde son intérêt. La signature que procurent, dans une approche statigraphique, les faciès sédimentaires et leurs successions, permet de remonter aux processus d'érosion du passé et de replacer les paléopaysages dans leur contexte climatique. Parmi les archives naturelles les plus couramment utilisées, figurent les témoignages que fournissent les débris végétaux et pollens ainsi que les paléofaunes dans leurs manteaux d'altérites hérités et aux paléosols, car ils appartiennent parfois à des générations fort anciennes qui ont conservé leur zonalité d'origine. Un des exemples les plus emblématiques est celui de la grande famille des latérites (l.s.) où les cuirasses ferrugineuses du climat tropical à saisons alternées, font place à des latosols rouges de climats tropicaux humides et aux bauxites signalant un climat subtropical plus humide. Les modelés et les formes de relief hérités ont une durée de vie encore plus longue mais sont plus difficiles à relier à d'anciens climats. Il reste que de très anciennes glaciations, comme celles du Paléozoïque, ont laissé des traces étonnamment fraîches ; c'est le cas du Sahara central (Atakor), où existe un véritable musée de formes façonnées par la glace. Les anciennes lignes de rivages - formes littorales ou simples limites de transgressions sédimentaires - présentent un intérêt tout particulier. Elles offrent, en effet, la possibilité de repérer les variations du niveau de l'océan mondial à diverses époques, variations qui sont étroitement liées aux changements du climat à l'échelle du globe.

I - 3 - Paléogéographie et paléoclimats antéquaternaires

Les évènements majeurs qui jalonnent l'histoire du climat au cours des 650 derniers Ma constituent un film dont il manque beaucoup de séquences. Malgré ces lacunes nombreuses pour les périodes les plus anciennes, apparaît un fil directeur : tout changement majeur du climat s'inscrit dans une combinaison de facteurs qui interfèrent entre eux : par exemple les fluctuations de l'énergie solaire incidente, l'effet de serre...Mais ici, à l'échelle géologique, il faut mettre l'accent sur les facteurs qui éclairent les étapes majeures des changements climatiques. Il s'agit du déplacement relatif (par rapport aux pôles) des plaques litosphériques qui commande la migration des zones climatiques. L'activité tectonique du globe, responsable des modifications de la géométrie des bassins océaniques, fournit un repère précieux : celui du niveau général des mers sur lequel peuvent se caler les grandes transformations climatiques.
Parmi les vestiges les mieux répertoriés du Paléozoïque, figurent ceux de l'Ordovicien moyen (environ 450 Ma) : des lambeaux d'origine morainique qui permettent d'identifier une ample glaciation sur un hypercontinent de l'hémisphère sud. Les formations détritiques du Dévonien - les "Vieux Grès Rouges" - qui couvrent des superficies considérables du Canada à l'Ecosse, évoquent des milieux secs. Mais ces paléodéserts ne sont peut-être que des "déserts biologiques" avant la colonisation des terres par les végétaux supérieurs. En tout cas, les vestiges de grandes fougères d'âge carbonifère qui s'observent dans le bassin houiller franco-belge ainsi qu'en Amérique du Nord et en Asie du Nord-Est, sont les témoins d'un climat tropical humide. Comme, au cours de la même période (300-280 Ma), existait un grand glacier régional installé sur un hypercontinent, la Pangée, et qui a laissé en divers points de l'hémisphère sud des traces de moraines consolidées, "les tillites", la logique de distribution de ces témoins ne peut se comprendre qu'avec la dissociation de l'ancienne plaque dite du "Gondwana" dont les fragments partaient à la dérive. Ce dispositif initial d'ensemble permet d'esquisser une zonalité des climats au Carbonifère supérieur.
Avec le Mésozoïque, les déserts n'ont pas disparu, comme en témoignent les "Nouveaux Grès Rouges" du Trias qu'on rencontre en Lorraine et en Allemagne ou encore les grès jurassiques qui s'étirent de l'Amérique du Sud à l'Australie. Les températures de l'océan mondial remontent, à en juger par les colonies de coraux retrouvées dans les assises jurassiques et qui exigeaient pour leur formation des températures de 25-26°C.
Au Crétacé supérieur (95-65 Ma), avec l'ouverture de l'Atlantique nord et la dislocation des mégaplaques, les océans de l'hémisphère nord communiquent largement entre eux grâce à l'absence de l'isthme central américain et à une paléoméditerranée ouverte vers l'ouest et vers l'est. Le continent antarctique commence à se positionner sur la calotte polaire australe, mais cette dernière continue de bénéficier de l'afflux méridien de chaleur en provenance de la zone intertropicale. Globalement au Crétacé, le climat est sensiblement plus chaud que l'actuel sur l'ensemble de la planète (autour de 20°C) avec des écarts méridiens de températures beaucoup moins prononcés que maintenant. Cette égalisation tient à l'océanisation du climat liée à une élévation générale du niveau marin (plusieurs dizaines de mètres, peut-être 200m). A cette époque, l'absence de glaciers et la dilatation thermique des océans expliquent l'importance des transgressions sous forme de mers épicontinentales. Avec une telle extension des surfaces marines aux températures élevées (près de 26°C dans le golfe du Mexique et sur la paléoméditerranée) l'évaporation est active et dans une atmosphère riche en vapeur d'eau et en gaz carbonique, l'effet de serre se développent au maximum.
En dépit de l'épisode brutal de refroidissement qui marque le passage du Crétacé au Tertiaire, vers 65 Ma, et constitue pour beaucoup une "catastrophe écologique", avec la disparition brutal d'espèces vivantes terrestres et marines (Dinosaures, ammonites...), l'océan mondial retrouve au début du Tertiaire des températures assez élevées dans l'ensemble : des eaux de surface d'environ 23°C aux basses latitudes et 17°C aux hautes latitudes. Les climats tropicaux humides règnent alors jusque vers 40° Nord. Mais une détérioration du climat commence à se dessiner dès le Paléocène. Elle est surtout marquée en Europe de l'Ouest et dans les hautes latitudes où disparaissent les climats subtropicaux. Quelques glaciers se forment sur le continent antarctique. Cette baisse des températures, loin d'être graduelle, est ponctuée de chutes brutales comme celle qui se produit à la limite Eocène-Oligocène, vers 37 Ma. En moins de 100 000 ans, la température des eaux profondes océaniques perd 5°C. Avec son isolement croissant, le continent antarctique se refroidit en alimentant des eaux de profondeur qui remontent le long des côtes occidentales des continents où naissent des déserts côtiers (Chili, Pérou, SW africain, Mauritanie, Maroc). Quant au Sahara, déjà esquissé à l'époque, il se développera ultérieurement. D'autres étendues désertiques en position d'abri, ont une origine qui s'explique par l'édification d'une barrière montagneuse. C'est le cas de l'Asie centrale.
A partir du Miocène le refroidissement d'ensemble se poursuit, mais comporte des oscillations et des oppositions entre fuseaux méridiens, ce qui rend hasardeuse une généralisation à l'échelle du globe. Toutefois, le net infléchissement du climat vers le froid qui se marque vers 17 à 16 Ma (Miocène moyen) semble assez général et s'accompagne de l'installation d'une calotte glaciaire sur le continent antarctique. La ponction en eau exercée par la croissance des glaciers se traduit par un abaissement du niveau marin. Dès lors, les hautes latitudes australes (glacier et océan bordier) subissent des températures très basses, tandis que la ceinture intertropicale, tout en se rétrécissant et en migrant vers le nord, demeure chaude. Au Miocène supérieur l'inlandsis antarctique prend des proportions voisines de celles de l'actuel. L'hémisphère austral est donc dominé par le contraste énorme qui oppose la zone intertropicale et la coupole d'air glacé qui coiffe le glacier régional en faisant du pôle du froid un élément essentiel du système climatique du globe. Rien de tel dans l'hémisphère boréal où l'océan arctique est encore tempéré en l'absence de calotte glaciaire sur le pourtour.
Un timide rééquilibrage entre les deux hémisphères n'interviendra que bien plus tard, au bout de plusieurs millions d'années de refroidissement accompagnées de phases d'assèchement. La tendance générale du niveau marin est à la baisse, mais les repères dans ce domaine n'ont pas tous la même valeur : témoin l'assèchement partiel de la Méditerranée au cours du Messinien (limite Miocène/Pliocène, vers 6 Ma) consécutif à l'isolement de la mer par des mouvements tectoniques. Les quelques glaciers locaux des bordures de l'Océan Arctique présents dès le Pliocène inférieur (vers 5 Ma), ne prennent vraiment de l'importance qu'à partir de 3 Ma, sous forme d'inlandsis et d'ice-caps. Du même coup, les hautes latitudes de l'hémisphère nord retrouvent un rôle majeur d'équilibre, dans le fonctionnement du système climatique, place qu'elles conserveront tout au long du Quaternaire.
De cette analyse des changements climatiques menée au pas de temps géologique, il ressort que les principaux facteurs - configuration des terres, géométrie des bassins océaniques liée à l'activité tectonique, niveau général des mers, échanges atmosphériques et courants océaniques...- sont étroitement imbriqués. A travers les étapes majeures de l'histoire du climat, se dessinent très schématiquement deux modes de fonctionnement du système climatique planétaire qui alternent à plusieurs reprises :
- l'un plutôt chaud et humide, associé à une phase de dissociation des plaques, d'extension des aires océaniques favorable aux échanges d'énergie et à l'égalisation des températures ;
- l'autre plus froid, plus sec et plus contrasté issu d'un regroupement dans de vastes unités continentales.
Ce schéma proposé par Tardy et Roquin peut fournir un fil directeur pour éclairer les changements majeurs du climat, oscillant entre deux états d'équilibre dynamique. Mais à l'intérieur de ces grandes oscillations s'inscrivent des fluctuations plus petites, à périodicité plus courte, qu'une étude plus fine peut faire apparaître dans le cadre du Quaternaire.
 
 
II - Phases glaciaires et interglaciaires : les variations rythmées du Quaternaire

Au cours des 3 derniers millions d'années s'opèrent dans le climat de profonds changements que traduisent, entre autres, les transformations de la faune et de la flore. Les oscillations qui apparaissent prennent surtout une ampleur considérable à partir de -900 000 ans. Désormais l'analyse doit porter sur des pas de temps plus courts, de l'ordre de la dizaine de milliers d'années, ou du millier d'années, avec un rythme d'alternances répétées de périodes glaciaires et interglaciaires.

II - 1 - Les méthodes d'enregistrement des paléoclimats quaternaires

Certaines méthodes ne sont pas fondamentalement différentes de celles employées pour les époques géologiques plus anciennes. C'est le cas, pour les continents, de celles qui font appel, sur le plan chronostratigraphique aux végétaux et faunes fossiles, aux paléosols, à la sédimentologie (fluviale, lacustre, littorale ou éolienne) et à la géomorphologie. Ainsi, en Europe et en Amérique du Nord, ont pu être reconstituées les étapes successives de stationnement des glaciers au cours des deux dernières grandes glaciations, grâce à un patient travail portant sur les formes et les sédiments des accumulations morainiques et des complexes fluvio-glaciaires. Mais cette approche a ses limites : beaucoup de hiatus demeurent et les corrélations entre témoins sont difficiles. Des progrès décisifs ont été obtenus quand la chronologie relative a pu être calée sur des datations en âge absolu. Cette géochronologie repose sur l'application des principes de la radioactivité aux constituants chimiques des marqueurs : par exemple la technique du radiocarbone (rapport 13C/14C) pour les vestiges organiques de moins de 40 000 ans. Sur les carbonates continentaux, le couple Uranium/Thorium (U/Th) permet d'atteindre des âges de près de 200 000 ans. Ces techniques s'appliquent également aux sédiments abandonnés le long des paléorivages, précieux indicateurs du niveau général des mers. Concernant les océans, des progrès considérables ont été réalisés depuis un demi-siècle. Sur le plancher océanique, les repères sont obtenus à partir des variations du champ magnétique. Quant aux eaux marines, leur étude a été renouvelée grâce à l'utilisation de méthodes géochimiques. Appliquées aux tests calcaires des coquillages, elles permettent de calculer les rapports isotopiques 18O/16O et de restituer les paléotempératures. De son côté, le rapport 13C/12C permet d'accéder à la composition du CO2 dissous dans l'eau de mer. Conjuguées, les deux valeurs donnent une bonne image des anciens milieux océaniques.
L'un des progrès les plus substantiels dans la connaissance des climats du passé quaternaire réside dans l'établissement de véritables "calendriers" bâtis à partir de forçages effectués dans la glace des inlandsis. Au-delà des jalons que constituent les lits enrichis en poussières (témoins de périodes froides à végétation réduite) et les cendres volcaniques dûment datées, le double apport à mettre au crédit des méthodes géochimiques est essentiel :
1/ Appliqué aux couches de glace, le calcul des rapports de masse entre les isotopes de l'oxygène 18O/16O permet de restituer les paléotempératures.
2/ Par le biais de l'analyse des bulles d'air emprisonnées dans la glace, sont mises en évidence les variations de la composition de l'atmosphère dans le passé, notamment la teneur en gaz à effet de serre (CO2, CH4). Les inlandsis - Antarctique et Groenland - se comportent donc comme de remarquables enregistreurs et fournissent d'authentiques "archives glaciaires" qui nous renseignent sur l'évolution du climat au cours des 500 000 dernières années. Ainsi, c'est toute la mémoire des climats qui se trouve conservée dans les glaces polaires grâce à un stockage de la glace sur plusieurs km d'épaisseur. En raison de la faible mobilité de la glace et des taux très réduits d'accumulation neigeuse dus à la sécheresse du climat, l'inlandsis livre dans sa partie centrale des séquences très longues et peu perturbées. Ainsi en Antarctique, le dernier forage de Vostok (1998), profond de plus de 3600 m permet de remonter à 420 000 ans. Sur les couches les plus minces et plus stables du dôme "Concordia", où le forage est en cours, la carotte qui atteint 2850 m en 2002 devrait autoriser des reconstitutions d'âges encore plus reculés : une séquence continue de 530 000 ans. Déjà 5 cycles glaciaire/interglaciaire ont été mis en évidence, sans que le fond rocheux soit atteint.

II - 2 - Les principales étapes

Contrairement aux systèmes géologiques antérieurs (Pliocène inclus), le découpage temporel du Quaternaire ne s'opère pas grâce aux fossiles, mais se fonde sur les variations répétées du climat. Les limites, de ce fait, sont parfois graduelles et plus floues. Longtemps, au vu des travaux effectués sur les traces des glaciers des Alpes et d'Europe du Nord, quatre puis cinq grandes périodes glaciaires ont été identifiées - Donau, Günz, Mindel, Riss, Würm - interrompues par des interglaciaires. A cette chronologie classique se substitue désormais un calendrier plus complet et plus précis distinguant 9 peut-être 10 cycles majeurs, comportant eux-même des fluctuations secondaires. Schématiquement, on peut estimer que chaque cycle comprend une longue phase de refroidissement et d'englacement d'une durée d'environ 100 000 ans, suivie par une interglaciaire plus court sur 10 000 à 15 000 ans environ. A ces phases majeures, s'ajoutent de multiples oscillations plus réduites, où apparaissent des périodes de retour de l'ordre de 40 000 et de 20 000 ans. Le mode froid est en même temps sec, car l'importante masse d'eau stockée sous forme de glace sur les continents, entraîne une baisse importante du niveau marin et un cycle de l'eau réduit faute de vastes surfaces à évaporer. Aux phases froides des hautes et moyennes latitudes marquées au sein des continents par d'abondants dépôts de loess, correspondent, en milieu tropical, des périodes sèches et une avancée des zones désertiques. Il y a 18 000 ans BP, le Sahara s'avançait 400 km plus au sud qu'aujourd'hui. L'interglaciaire qui suit traduit un mode plus chaud et plus humide du climat, plus ou moins semblable à l'actuel. Outre le réchauffement, il s'accompagne de deux signatures non-équivoques : le recul des glaciers des hautes et moyennes latitudes et la remontée générale du niveau marin. Les échanges d'énergie dans l'océan et l'atmosphère se développent, favorisant l'expansion des milieux tropicaux humides aux détriments des déserts qui se replient.
Chronologiquement, l'épisode froid et sec bien connu vers - 2,5-2,4 Ma, peut servir de limite entre le Pliocène et le Quaternaire froid, dénommé Pléistocène qui inaugure le cortège des phases glaciaires et interglaciaires.
Entre -130 000 et -115 000 ans, donc sur une durée d'environ 15 000 ans, se place un interglaciaire bien étudié, dénommé Eémien assez semblable à celui dans lequel nous vivons. Une différence cependant : il était moins stable qu'on ne l'imaginait et a connu des épisodes froids, brefs mais intenses. Il reste que globalement les espèces végétales tendent à migrer vers le nord sur les continents de l'hémisphère boréal. Parallèlement, en milieu marin, les eaux tièdes de surface s'épanchent dans la même direction.
La dernière grande période glaciaire, la mieux documentée, dure un peu plus de 100 000 ans (de -115 000 à -10 000). Connue sous des dénominations diverses - Würmien dans les Alpes, Weichselien en Europe du Nord, Wisconsinien en Amérique du Nord - elle atteint son maximum de rigueur entre - 24 000 et -15 000 si l'ion se réfère aux faunes et aux flores, entre -21 000 et -17 000 si l'on considère l'extension des glaciers. En tout cas, vers -8000, les principales calottes glaciaires de l'hémisphère nord ont disparu à l'exception du Groenland. La période en question n'a pas été uniformément froide : elle compte de multiples oscillations d'une durée de l'ordre du millénaire, faisant alterner les "stadiaires" au climat rigoureux et les "interstadiaires" simplement frais. Les études fines ont montré qu'à chaque fois la croissance des glaciers aboutissait finalement à une décharge massive d'icebergs issus des bordures des inlandsis ; ce qui avait pour effet de refroidir les eaux océaniques de surface et de bloquer provisoirement la circulation profonde. Avec le radoucissement qui suivait et la "purge" des organismes glaciaires, s'opérait un rééquilibrage, prélude à un nouveau cycle. Lors du maximum glaciaire, d'énormes inlandsis couvraient une bonne part des terres des hautes et moyennes latitudes boréales : en Amérique du Nord, jusqu'au 40° parallèle. Avec l'expansion de ces glaciers régionaux, d'importantes modifications apparaissent dans la circulation atmosphérique. En Europe, les anticyclones de surface qui coiffent les glaciers alimentent de puissants flux d'est qui balaient les terres jusqu'à la latitude de la Méditerranée. De vigoureuses ondulations jalonnent les frontières avec le courant-jet d'ouest repoussé très au sud. En effet, en raison de l'abaissement du niveau général des mers (-100 à -120 m) et du développement de la banquise sur l'Atlantique nord (jusqu'à la latitude du Portugal en hiver), la superficie occupée par les étendues d'eau libre, siège principal de la cyclogenèse, est nettement réduite. Durant la même période, l'Asie continentale connaît en hiver des moussons très puissantes véhiculant des volumes énormes de poussières qui se déposeront sous forme de loess.
Avec le réchauffement qui se marque à partir de -17 000 -15 000, débute une déglaciation. L'augmentation des températures est très sensibles vers -13 000. Mais ce radoucissement n'est pas exempt de pulsations froides marquées par des réavancées des glaciers au cours du Tardiglaciaire. Le plus sévère de ces épisodes est celui du Dryas Récent qui a duré un millénaire (-11 000 -10 000) et a laissé des traces un peu partout en Eurasie. Les températures estivales chutent alors de 5°C au moins. Mais après cet épisode, la tendance lourde au radoucissement reprend et marque cette fois le passage au Postglaciaire, à l'Holocène. C'est alors que la grande zone forestière septentrionale reprend sa progression vers le nord, aussi bien en Europe qu'en Amérique du Nord, bien au-delà des grands lacs de barrage glaciaire. Avec l'affaiblissement des anticyclones thermiques, s'arrête le saupoudrage éolien à l'origine des manteaux de loess. Quant à l’accroissement des étendues d'eau libre consécutif à la transgression marine, il favorise les échanges méridiens d'énergie, notamment dans l'Atlantique nord qui retrouve sa place prééminente dans la circulation océanique mondiale. Certes, des pulsations froides, courtes mais brutales, continuent de se manifester. Mais la tendance générale reste à l'amélioration au moins jusqu'à l'optimum atlantique vers -7000 (néolithique) un peu plus chaud et plus humide que l'Actuel. A l'époque, le Sahara est occupé par de vastes marécages et des lacs qu'exploitent chasseurs et pêcheurs.

II - 3 - Des mécanismes complexes en interaction

Comment expliquer ce rythme cyclique d'alternances climatiques du Quaternaire ? Il est légitime de s'interroger d'abord sur les variations de l'énergie solaire à sa source. Mais les liens avec les fluctuations climatiques ne sont pas évidents, du moins à l'échelle du Quaternaire.
Plus significatives, pour l'énergie reçue en surface au Pléistocène, sont les variations de la position de la Terre dans son orbite de déplacement autour du Soleil et dans sa rotation sur elle-même. C'est au mathématicien Milankovitch sur revient le mérite d'avoir mis en évidence les trois principaux paramètres orbitaux modulant le flux d'énergie solaire avec leur périodicité :
1/ L'excentricité de l'orbite terrestre qui, par la distance variable au Soleil, contrôle le flux d'énergie incidente. Les variations de ce paramètre s'inscrivent dans un cycle de l'ordre de 100 000 ans avec des répercussions réelles mais modestes sur les températures. Toutefois ce paramètre est un "mécanisme déclencheur" efficace s'il est replacé dans l'ensemble des facteurs.
Deux autres phénomènes cycliques interviennent, mais en contrôlant la distribution en surface du flux d'énergie solaire selon les saisons et en fonction de la latitude.
2/ C'est l'obliquité de l'axe de rotation de la Terre par rapport au plan de l'ellipse (écliptique) qui est constante au cours de l'année, mais pas à l'échelle du millénaire. Actuellement sa valeur est de 23°27', mais elle a oscillé de 2°30' entre les positions extrêmes, selon une périodicité d'environ 41 000 ans. La différence se retrouve dans les déplacements des tropiques et des cercles polaires sur près de 280 km de latitude. Lorsque l'inclinaison de l'axe de la Terre est maximale (24°30' par exemple), le cercle polaire descend en latitude (65°30') et la zone intertropicale se dilate. Aux hautes et moyennes latitudes, le flux plus important d'énergie intercepté en surface se traduit par des étés assez chauds. Par contre, les hivers sont plus rigoureux. En revanche, une diminution de l'inclinaison créé des étés plus frais et des hivers moins froids, configuration favorable au développement des calottes glaciaires.
3/ Enfin la position saisonnière de la Terre sur l'ellipse n'est pas fixe d'une année sur l'autre. Elle subit un glissement progressif, de sorte que chaque année l'équinoxe et le solstice précédent celui de l'année écoulée. Cette précession des équinoxes est cyclique (périodicité : 22 000 ans). Quand la Terre se trouve, comme aujourd'hui, au plus près du soleil en janvier, après le solstice d'hiver, les contrastes saisonniers sont réduits sur l'hémisphère nord et accentués pour l'hémisphère austral. Dans 11 000 ans ce sera l'inverse.
Globalement, la théorie de Milankovitch qui combine les variations d'énergie incidente et les fluctuations de l'énergie reçue selon les saisons est vérifiée. Cependant, ces mécanismes ne sont que des "déclencheurs". Si ce "forçage astronomique" peut rendre compte des variations rythmées du climat quaternaire, il ne saurait à lui seul expliquer l'ampleur des écarts de température entre périodes glaciaires et interglaciaires (jusqu'à 10°C) et des différences d'amplitude et de rythme entre certaines régions. Le synchronisme des signaux n'interdit pas un certain déphasage consécutif à l'inertie du système glaciers/océans/atmosphère, lui-même tributaire de la répartition des terres et des mers. Le décalage (parfois plusieurs millénaires) entre l'époque d'extension maximale des inlandsis et celles des températures les plus basses en est l'illustration. Par ailleurs, il faut faire intervenir le piégeage d'une partie de l'énergie solaire dans la traversée de l'atmosphère et inclure le rôle fondamental joué par les gaz à effet de serre, notamment la vapeur d'eau avec ses conséquences pour les températures, les précipitations et donc l'alimentation des glaciers. En phase de croissance, grâce à leur albédo très élevé, les vastes surfaces de glace et de neiges persistantes créent des conditions favorables à leur propre développement, avec leurs températures basses et des teneurs en gaz à effet de serre réduites agissant dans le sens d'un refroidissement. Il s'agit là d'un classique "mécanisme amplificateur" qui repose sur une cascade se rétroactions positives et aboutit à une accumulation répétée de neige et de glace au cours de plusieurs millénaires. Bref, à l'impulsion donnée par la faible insolation estivale s'ajoute l'effet cumulatif des processus qui relient les basses températures et les faibles concentrations de gaz à effet de serre de l'atmosphère.
A l'inverse, la déglaciation qui inaugure la période interglaciaire est marquée également par des phénomènes amplificateurs : par exemple la remontée du niveau marin issue de la fusion des glaciers et de la dilatation thermique de l'Océan, favorise à son tour le vélage des icebergs, et donc les pertes dans le bilan glaciaire. L'eau ainsi disponible pour les océans se retrouve dans les transgressions marines. Or l'accroissement des superficies d'eau libre est de nature à amplifier la teneur en gaz à effet de serre, gage d'une hausse des températures. L'équilibre entre ces deux modes de fonctionnement du système climatique est assuré par des transferts d'énergie à composante méridienne : advections atmosphériques et courants marins.
Au total, il est remarquable qu'au cours du Pléistocène des marqueurs différents (sédiments marins, paléosols, tapis végétal, glaciers, loess...) fassent apparaître des covariations nettes, dont certaines se retrouvent aux cours des temps historiques.
 
 
III - Les temps historiques

La comparaison entre l'Europe et les autres continents est difficile, faute de séries météorologiques aussi nombreuses et anciennes. Toutefois, il semble que la périodisation historique du climat européen ne puisse être systématiquement étendue au-delà de l'Atlantique nord. Le réchauffement médiéval s'observe par exemple en mer des Sargasses ; mais en Nouvelle-Zélande, le Moyen-Age est frais et une hausse des températures caractérise les XVIème à XIXème siècle. A une échelle plus fine, des évolutions différentes ont même été observées en Europe (continentale et atlantique) et dans les régions du pourtour de la Méditerranée.

III - 1 - Les séries de données météorologiques

Les stations météorologiques fixes sont apparues en Europe aux XVIIème siècle. Un premier réseau européen est constitué en 1780 et les premières cartes de vent ou de pression apparaissent à la fin du siècle. Mais en France le maillage n'est encore composé que de vingt-quatre stations au milieu du XIXème siècle (pour cent-quatr-vingt-quatre aujourd'hui). Les équipements ne sont pas normalisés et ils vont évoluer avec les techniques. La création de l'Organisation météorologique internationale en 1873, devenue Office météorologique mondial en 1950 va contraindre à la standardisation des mesures. Les séries comparables sont donc courtes au regard de bon nombre de cycles climatiques connus.
Pour remonter en deçà des enregistrements météorologiques on utilise des sources indirectes : des bio-marqueurs, des documents écrits (chroniques paroissiales, dates du calendrier agricole), des peintures, des gravures, etc. depuis l'antiquité. Mais les traces sont spatialisées (échelle de la parcelle qui peut se différencier de l'ensemble local) et territorialisées (rôle des acteurs sur les forêts, les champs). De plus, les marqueurs biologiques ne répondent au changement climatique qu'avec un décalage, fonction de leur mobilité propre, de leur mode de reproduction, etc. Enfin, seule la succession de toutes les saisons météorologiques permet de définir un climat. Or, les informations les plus fréquentes portent seulement sur l'été et l'hiver. Bien souvent, dans les archives, plus que l'aléa, c'est le risque qui est mentionné, or ce dernier est sociétal. Et sur un même lieu, les sociétés ont changé et donc leur vulnérabilité. Beaucoup d'indices localisés concordants sont donc nécessaires pour approcher une ambiance climatique dépassant l'échelle locale.

III - 2 - Des variabilités emboitées

La reconstitution d'une succession d'ambiances climatiques suppose de mettre en évidence les effets thermiques et pluviométriques de chacune des causes de changement. Or, au pas de temps historique, les facteurs de variabilité sont encore multiples.
L'émission solaire n'est pas constante. Elle varie en fonction des taches solaires ; plus elles sont nombreuses et plus l'émission augmente. La reconstitution des variations de l'activité solaire est rendue possible par l'analyse de la composition isotopique du carbone des cernes annuels d'arbres. Des cycles de onze ans apparaissent nettement. Des périodicités plus longues de 200-300 ans sont également observées. A partir des observations à la lunette astronomique, les taches solaires sont inexistantes de 1600 à 1710 (minimum de Maunder) ce qui contraste avec leur nombre important au XXème siècle. Même si le lien avec la circulation atmosphérique n'est pas clairement établi, leur présence/absence correspond à des périodes de températures fortement contrastées.
Au pas de temps pluridécennal, la circulation atmosphérique aux latitudes moyennes connaît des périodicités appelées oscillation nord-atlantique (ONA), bien corrélées avec les variabilités du champ de pression arctique. Normalement, un gradient de pression de l'ordre de 20 hPa s'établit entre les latitudes subtropicales de l'anticyclone des Açores et la latitude de la dépression d'Islande engendrant un flux d'ouest à basse et haute altitudes. Plus le gradient de pression est fort et plus la circulation d'ouest affecte l'Europe. Au contraire lorsque la circulation se ralentit suite au maintien de hautes pressions continentales sur le continent par exemple, les circulations méridiennes deviennent majoritaires en saison froide. Des alternances de périodes à faible indice de circulation zonale 1870-1900, 1930-1980 alternent avec des périodes à fort indice zonal 1900-1930, depuis 1980. Les caractéristiques thermiques des hivers (doux et venteux ou très froids) et la latitude où la pluviométrie est la plus abondante s'en trouvent modifiées.
Enfin, la composition chimique de l'atmosphère et sa teneur en aérosol peut modifier le bilan thermique de la planète. Ainsi les éruptions volcaniques ont pu constituer des masques à rayonnement atteignant le sol pendant plusieurs mois, voire plusieurs années, selon l'altitude des projections de SO2 et de poussières. En 1450 av J-C, l'éruption volcanique de Santorin en mer Égée va mettre en suspension de telles quantités de poussières que durant l'été qui suit en Europe et au Proche-Orient, le ciel reste voilé et la température baisse d'environ 0,5°C.

III - 3 - Des variations thermiques de faible ampleur

A l'Atlantique, vers 5000-6000 BP les températures d'été sont de 2°C plus élevées qu'au XXème siècle et de 1°C en hiver : c'est l'optimum climatique. La pluviométrie est de 10 % supérieure à l'actuelle, ce qui permet le grand développement des chênaies mixtes. La yeuse pousse en Norvège tout comme le noisetier. Au cours du néolithique, l'agriculture se répand en Europe. La transgression flandrienne oblige des populations occupant le Dogger bank à migrer vers le sud et l'est. Malgré une pluviométrie qui diminue ensuite, à l'Age des métaux, des conditions clémentes permettent la croissance des arbres en Cornouaille, l'agriculture en Angleterre jusque vers 400 m d'altitude.
Mais vers 3000 BP, l'aridité progresse en Méditerranée : plusieurs famines marquent l'Egypte en 2180 et 1950 avant J-C par suite de bas niveaux du Nil. Des cités lacustres sont abandonnées en Suisse. Le froid s'intensifie et les glaciers du Tyrol descendent dans les vallées jusqu'à des altitudes qu'ils ne retrouveront qu'en 1850. Des migrations s'opèrent : les Erusques arrivent en Italie, les Doriens en Grèce. La période de l'antiquité gréco-romaine est marquée en Europe du Nord par des conditions assez peu clémentes mais qui vont de pair avec une pluviométrie plus abondante sur le pourtour méditerranéen malgré des hivers froids. Pline décrit par exemple en 300 avant J-C le Tibre gelé à Rome.
Un siècle plus tard, une amélioration permet des expéditions vers l'Europe du Nord dont Strabon décrit les tempêtes de 114 et 120 avant J-C. La vigne est introduite en France. Le réchauffement va conduire à une hausse du niveau marin de près d'1 m. La Flandre est submergée vers 250 après J-C.
Mais à nouveau, les pâturages d'Asie s'assèchent progressivement poussant vers l'ouest des hordes de nomades. C'est le temps des barbares. Plusieurs sites d'agriculteurs septentrionaux sont abandonnés (dans le nord des îles britanniques par exemple). Entre 542 et 565 des épidémies font mourir la moitié de la population européenne déjà très affaiblie. Le froid s'installe puisqu'au cours de l'hiver 763-764, le détroit des Dardanelles est pris en glace et qu'en 859-860 la lagune de Venise est gelée plusieurs semaines.
Le réchauffement médiéval débute après le règle de Charlemagne. Il s'étend du IXème au XIIème siècle. Plusieurs indicateurs permettent de caractériser cette période de "douceur". Les isotopes de l'oxygène des glaces du Groenland témoignent d'un réchauffement entre 900 et 1100. Les routes maritimes Norvège-Islande-Groenland sont aisément navigables, puisque les proscrits d'Eric le Rouge s'installent sur la côte Ouest de ce "pays vert" en 981. Des cultures céréalières y sont attestées jusqu'en 1250. La vigne est cultivée alors en Ecosse jusqu'à 425 m d'altitude. Cette culture se répand partout en Angleterre. Dans le Val d'Aoste on irrigue à partir de torrents captés à des altitudes recouvertes par les moraines ensuite. Les cols alpestres sont facilement franchis par hommes et bétail depuis le Valais vers le versant italien des Alpes où s'installent des populations germaniques. Le niveau de la mer est haut et Bruges est un grand port. L'optimum semble se situer entre 1150 et 1250. Les températures observées auraient été de 0,5°C à 1°C supérieures à celles de la première moitié du XXème siècle.
La détérioration commence au XIIIème siècle au nord de l'Europe et au XIVème siècle au sud. Elle débute par une forte variabilité interannuelle. Dès 1300, la saisonnalité est de plus en plus mal marquée en Angleterre. Les tempêtes deviennent fréquentes en Allemagne, au Danemark et aux Pays-Bas. Les tempêtes de 1240 puis 1362 submergent les côtes basses, font disparaître des îles (Heligoland), détruisent des ports. Les étés sont frais et pluvieux (1313, 1314, 1317, 1321, 1349) ce qui conduit à l'abandon de cultures céréalières en Scandinavie, à l'abandon de villages entiers, a des famines en Europe. Les hivers sont de plus en plus rudes puisque la mer du Nord est prise en glace entre Norvège et Danemark, que la route Scandinavie-Groenland ne permet plus au dernier évêque nommé en 1492 d'atteindre son diocèse insulaire.
Le Petit Age de glace s'étend du XVème siècle jusqu'au XIXème siècle. Il est marqué par un refroidissement net de 1,5° en été en Suisse et par une pluviométrie soutenue. En montagne, les glaciers avancent vers les vallées comme le glacier d'Argentière où les glaciers blanc et noir dont la moraine va réduire de moitié le pré de Madame Carle, concédé à son époux président du parlement du Dauphiné par Louis XII en 1505. La limite supérieure de l'arbre en montagne réagit au refroidissement de la saison végétative. La banquise annuelle atteint les îles Féroé. Le Roy Ladurie note que 1816 est l'année des vendanges les plus tardives en France. Dans son ode sur la prise de Namur, Boileau décrit les froids torrents de décembre qui ont noyé partout les champs, les récoltes si mauvaises que le Conseil royal pour éviter les émeutes, fait construire dans la cour du Louvre à Paris des fours pour cuire un pain vendu 2 sous la livre. L'année suivante la mortalité en France frappe plus d'un sixième de la population. En 1709, Saint Simon écrit que l'hiver est si rude que les "liqueurs cassent" dans les bouteilles déposées dans les armoires près des cheminées à Versailles. Il fait -10°C à Paris en mars. En Europe, le froid semble avoir connu deux maxima, l'un au XVIIème siècle sous le règne du Roi Soleil et l'autre au début du XIXème siècle - remarquons qu'en Amérique du Nord, le second est plus marqué que le premier.
Certains glaciers alpins reculent dès 1820. Mais les étés restent très maussades en Europe du nord d'où les grandes famines d'Irlande de 1846 à 1851. A partir de 1880, le climat se réchauffe partout.
 
 
IV - Le réchauffement contemporain

Souvent employés l'un pour l'autre "effet de serre" et "réchauffement climatique" ne sont pas deux expressions synonymes. L'effet de serre définit un phénomène radiatif et le réchauffement planétaire se réfère à une augmentation des températures de l'atmosphère terrestre.

IV - 1 - L'indiscutable réchauffement du XXème siècle

Au premier abord, on pourrait croire que l'interprétation des études statistiques effectuées sur des séries de températures mesurées dans les stations météorologiques ne présente aucune ambiguïté. Pourtant l'estimation de la tendance est rendue difficile par les performances sans cesse améliorées de l'instrumentation, par le déplacement des stations de mesure, par l'urbanisation qui modifie les caractères locaux du climat, par l'éventuelle prise en compte de la fin du Petit Age de Glace dans les séries les plus longues et par les variabilités à pas de temps pluridécennal comme l'Oscillation Nord-Atlantique qui modifient les moyennes annuelles selon la rigueur de l'hiver (hivers froids des années cinquante et hivers doux des années 1990).
Malgré ces difficultés, des méthodes statistiques d'homogénéisation des données mettent en évidence une hausse des températures de l'ensemble de la planète depuis un siècle. Elle est estimée à 0,6°C. Cette augmentation est régulière dans l'hémisphère austral et n'apparaît dans l'hémisphère boréal qu'à partir des années 1920. La décennie 1990-1999 fut la plus chaude depuis le début de la période dotée d'instruments de mesure et peut-être la plus chaude depuis l'optimum médiéval.
En France, les soixante-dix stations principales montrent une hausse rapide depuis 1980. Le réchauffement est particulièrement net pour les températures minimales. Il est supérieur à 1°C dans tout l'ouest et le nord, avec même plus de 1,2°C sur les littoraux de la Manche et de l'Atlantique alors que dans les régions allant des Vosges aux Alpes il n'est que de 0,8°C à 1°C. Les températures maximales ont moins augmenté sauf au Pays basque et dans les Alpes du nord. En Picardie et dans le Nord, elles sont constantes. Cette opposition entre les régions continentales et maritimes ne peut s'expliquer que par un accroissement de nébulosité qui amplifie l'effet de serre naturel nocturne.

IV - 2 - La relation de cause à effet entre réchauffement et émissions anthropiques de gaz à effet de serre

Les activités humaines, en particulier depuis la révolution industrielle du XIXème siècle, ont modifié la composition chimique de l'atmosphère : augmentation du dioxyde de carbone, augmentation du méthane, destruction de l'ozone stratosphérique par les ChloroFuoroCarbone (CFC).
Comme par ailleurs, à l'échelle des glaciaires/interglaciaires, les carottes de glace ont montré une relation directe entre les fluctuations des teneurs en gaz à effet de serre et les fluctuations des températures, le lien entre le réchauffement actuel et l'augmentation des gaz à effet de serre a été admis dès 1985 dans une conférence internationale de l'OMM (Office météorologique mondial). Elle a conduit à la création de l'IPCC (Panel Intergouvernemental sur le Changement Climatique), en français GIECC (Groupe Intergouvernemental d’Étude du Changement Climatique) qui réunit des spécialistes du climat.
A partir d'un travail effectué sur l'évolution des températures depuis 1960, le GIECC estime que les causes naturelles ne peuvent à elles seules expliquer la hausse de température. Le troisième rapport (2001) considère donc que "le réchauffement du XXème siècle est sans équivalent depuis 10 000 ans et que la hausse de la température jusqu'à la seconde guerre mondiale était principalement d'origine naturelle mais que depuis 1976 elle ne peut s'expliquer que par l'effet de serre additionnel d'origine anthropique".
La période actuelle est incontestablement marquée par un réchauffement qui devrait se confirmer dans les cinquante années à venir. Pourtant, le réchauffement récent n'excède pas pour l'instant la variabilité naturelle de l'interglaciaire holocène : 2°C de plus ou 1°C de moins. Il s'agit de nuances d'un même climat. L'origine de la hausse contemporaine de température est donc encore discutée, d'autant que les teneurs en gaz à effet de serre sont restées constantes de l'an Mil jusqu'au milieu du XIXème siècle, durant l'optimum médiéval aussi bien que le Petit Age de glace.

IV - 3 - Les modèles et les scénarios du futur

Le rapport d'évaluation de l'IPCC (2001) en arrive aussi à la conclusion que "les effets de l'activité d'origine anthropique vont continuer à changer la composition de l'atmosphère tout au long du XXIème siècle". Au début du XXIIème siècle, la teneur atmosphérique en CO2 devrait doubler par rapport à la référence pré-industrielle de 1750. Des scénarios sont donc nécessaires pour prévoir l'évolution du climat, envisager les conséquences environnementales du changement et se prémunir des conséquences négatives éventuelles.
Les modèles physiques prévisionnels de changements climatique s'inspirent des modèles météorologiques de prévision du temps. L'ordinateur traite les informations transmises par les stations au sol et en altitude par les satellites et leur applique les lois de la thermo-dynamique. Le maillage des informations retenues pour définir le stade initial est d'autant plus lâche que l'on s'éloigne de la région pour laquelle la prévision est établie. Le calcul fournit un état probable de l'atmosphère quelques heures plus tard pour la région donnée.
Si la prévision doit se faire pour l'ensemble de la planète et pour un avenir plus lointain, le nombre de données à prendre en compte est gigantesque, le calcul devient extrêmement lent et coûteux. Les physiciens ont donc construit artificiellement des maquettes théoriques du système planétaire et de son fonctionnement. Depuis la génération des gros ordinateurs, des "modèles" fournissent des scénarios d'évolution du climat planétaire sous différentes contraintes. Comme la vapeur d'eau est la plus grande responsable de l'effet de serre mais qu'elle n'est pas d'origine anthropique et qu'au second rang, se place le dioxyde de carbone, dont une partie provient des activité humaine, il n'est pas surprenant que les modèles simulent les effets de son doublement dans l'atmosphère. Les modèles de fonctionnement du système planétaire sont donc imparfaits (rôle de la vapeur d'eau, des nuages, de la biosphère et du CO2 de l'océan, mal pris en compte) et leur maille est grossière (40 000 km² les plus souvent, soit 200 x 200 kilomètres, 3600 km² au mieux, soit 60 x 60 kilomètres°. Mais ils proposent des scénarios futurs.
Les estimations les plus optimistes du quatrième rapport d'évaluation du GIEC tablent sur une fourchette d'augmentation d'ici à 2100 allant de 1,8°C à 4°C par rapport à 1990, prévision à la hausse par rapport à 1995 (1 à 3,5°C) et à la baisse par rapport à 2001 (1,4 à 4,8°C). Le réchauffement planétaire ne se fera pas de façon uniforme à la surface du globe. Il devrait être plus important aux hautes latitudes qu'aux basses latitudes et plus marqué dans l'hémisphère nord que dans l'hémisphère sud. En effet, le réchauffement des surfaces continentales, si elles sont non englacées, sera plus élevée que celui des océans. Ainsi, la hausse thermique des régions septentrionales de l'Amérique du Nord et de l'Asie centrale excèdera de 40 % le réchauffement global, ce qui impliquera une fonte importante de l'eau prise en glace dans les sols, les glaciers, la banquise. Peu de changements sont attendus en Antarctique. Par contre dans la zone intertropicale, le réchauffement sera plus faible que la moyenne en particulier dans le sud et le sud-est de l'Asie en été et le sud de l'Amérique du Sud en hiver. Plusieurs modèles envisagent que le Pacifique tropical se rapproche des configurations de type El Nino, grâce à un réchauffement plus important du Pacifique oriental que du Pacifique occidental. Le réchauffement de l'océan intertropical devrait également favoriser une extension des espaces balayés par les cyclones.
Les modèles sont moins unanimes sur les conséquences pluviométriques parce que les paramètres du cycle atmosphérique de l'eau (évaporation, advection, condensation, précipitation) font intervenir des mécanismes complexes d'échelles variées. En principe, l'intensité du cycle hydrologique global pourrait augmenter de 2 à 3 % au bénéfice des régions de très basses et hautes latitudes. Les moyennes latitudes, en particulier le bassin méditerranéen, pourrait connaître au contraire une diminution des précipitations d'été non compensée par une augmentation des précipitations de saison froide.
Pour la France, les modèles prévoient, d'ici le milieu du XXIème siècle, une hausse des températures de 0,1° à 0,2°C par décade (la plus faible du continent en raison du rôle de l'océan), une raréfaction des vagues de froid en hiver, une fréquence accrue des vagues de chaleur estivale. Les conséquences les plus importantes concernent la surélévation attendue du niveau de la mer entre 0,13 et 0,68 m, la baisse de l'enneigement en dessous de 2000 m dans les Alpes mais son augmentation substantielle au-dessus, ce qui favoriserait les avalanches. Quant à l'aggravation du déficit pluviométrique de saison chaude, elle concerne surtout les régions méridionales. Les aléas extrêmes (pluies de forte intensité, tempête) pourraient augmenter sur l'ensemble du territoire. Mais de nombreuses incertitudes demeurent principalement aux échelles régionale et locale.
Le constat de l'action "nouvelle" des sociétés humaines sur l'évolution du climat planétaire engendre beaucoup d'inquiétudes. L'histoire du climat enseigne pourtant que les réchauffements du passé ont toujours été perçus de façon positive d'où leur qualificatif d'optimum. Il faut donc raison garder et ne pas sombrer dans le catastrophisme. Au nom du principe de précaution, les conséquences du réchauffement climatique annoncé par les modèles doivent être envisagées par les acteurs de l'environnement et de l'aménagement. Mais en aucun cas, au nom du réchauffement attendu, les pays riches ne peuvent se permettre de remettre en cause la possibilité d'accès au développement des plus pauvres.

IV - 4 - La priorité à la lutte contre les émissions de gaz à effet de serre

En ce début du XXIème siècle, le paradigme communément admis est que le réchauffement climatique contemporain implique :
- d'une part, une "lutte" en vue de l'atténuation de l'amplitude du réchauffement pouvant être obtenue par une "intervention anthropique pour réduire les sources ou augmenter les puits de gaz à effet de serre" (IPCC). Théoriquement, une réduction immédiate et importante des gaz à effet de serre permettrait "d'éviter les répercussions graves voire irréversibles du réchauffement (au-delà de +3°C)". Or, compte tenu de la durée de vie de ces gaz atmosphériques et des réactions différées des éléments du système planétaire, le réchauffement est inéluctable sur le "siècle à venir". Ce "combat" s'exerce depuis deux décennies à toutes les échelles depuis celle du Protocole de Kyoto, qui se veut planétaire, jusqu'à celle des communes qui élaborent des plans Climat-Energie.
- d'autre part, un effet d'adaptation c'est à dire un ajustement au nouveau climat dans chaque territoire impliquant des pratiques, afin d'atténuer les effets néfastes et d'exploiter les effets bénéfiques. Toute l'Histoire, montre que les adaptations ne sont pertinentes qu'à l'échelle fine, en accord avec tous les acteurs, dans un contexte technique, économique et démographique donné, ce qui impose leur réversibilité sur les moyen et long termes. La mise en pratique de politique d'adaptation locale aux conséquences du changement climatique est très en retard en France, si l'on compare avec les Pays-Bas ou la Grande-Bretagne.
Mais, progressivement, les complémentarités entre actions d'adaptation et d'atténuation devraient émerger tout comme le fait que l'adaptation ne va pas de soi et a besoin d'accompagnement (financier, administratif, etc.).

Sources :

- "Éléments de géographie physique", Ch. Le Coeur, Collection Grand Amphi, Ed. Bréal, 1996.


- "Les climats : mécanismes, variabilités, répartition", A. Godard, Collection Cursus, Ed. Armand Collin, 2009.

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