Cycles climatiques nord-africains

Les cycles climatiques nord-africains ont une histoire unique qui peut être retracée sur des millions d’années. Le schéma climatique cyclique du Sahara se caractérise par des variations importantes de l’intensité de la mousson nord-africaine. Lorsque la mousson nord-africaine est à son maximum, les précipitations annuelles – et, par conséquent, la végétation – augmentent dans la région du Sahara, donnant lieu à des conditions communément appelées « Sahara vert ». Lorsque la mousson nord-africaine est relativement faible, c’est l’inverse : les précipitations annuelles diminuent et la végétation se raréfie, entraînant une phase du cycle climatique saharien connue sous le nom de « Sahara désertique »^[1].

Les variations du climat de la région saharienne peuvent, dans leur explication la plus simple, être attribuées aux changements de l’insolation causés par les lents déplacements des paramètres orbitaux de la Terre. Ces paramètres incluent la précession des équinoxes, l’obliquité et l’excentricité orbitale, conformément à la théorie de Milankovitch^[2]. La précession des équinoxes est considérée comme le paramètre orbital le plus important dans la formation du cycle « Sahara vert » / « Sahara désertique ».

Un article de janvier 2019 publié par le Massachusetts Institute of Technology (MIT) dans Science Advances indique un cycle d’alternance humide-sec approximativement tous les 20 000 ans^[3],[4].

L'idée que les variations d’insolation causées par les changements des paramètres de l’orbite terrestre constituent un facteur déterminant pour les variations à long terme de l’intensité des régimes de mousson à l’échelle mondiale a été suggérée pour la première fois par Rudolf Spitaler à la fin du XIXe siècle^[5]. L’hypothèse a ensuite été formellement proposée et testée par le météorologue John Kutzbach (en) en 1981^[6]. Les idées de Kutzbach sur les effets de l’insolation sur les régimes de mousson mondiaux sont aujourd’hui largement acceptées comme moteur sous-jacent des cycles de mousson à long terme. Kutzbach n’a jamais donné de nom officiel à son hypothèse ; elle est donc désignée ici sous le nom d’« hypothèse de la mousson orbitale », comme le suggère Ruddiman en 2001^[5],[6].

L’insolation, qui est simplement une mesure de la quantité de rayonnement solaire reçue sur une surface donnée pendant un intervalle de temps donné, est le facteur fondamental de l’hypothèse de la mousson orbitale. En raison des différences de capacité calorifique, les continents se réchauffent plus vite que les océans environnants durant les mois d’été, lorsque l’insolation est maximale, et se refroidissent plus vite en hiver, lorsque l’insolation est minimale. Le régime de vents résultant de ce gradient de température entre continent et océan est appelé mousson. Les valeurs d’insolation estivale sont plus importantes pour le climat régional que les valeurs hivernales, car la phase hivernale de la mousson est toujours sèche. Ainsi, la flore et la faune d’un climat de type mousson dépendent principalement de la quantité de pluie tombant pendant la phase estivale de la mousson^[5].

Sur des périodes de dizaines à centaines de milliers d’années, l’insolation varie selon un cycle complexe fondé sur les paramètres orbitaux. Le résultat de ce cycle est une alternance d’intensification et d’affaiblissement des climats de type mousson à l’échelle mondiale. De nombreuses preuves géologiques ont montré que la mousson nord-africaine est particulièrement sensible aux cycles d’insolation, et les tendances de long terme de son intensité peuvent être reliées à ces variations lentes. Cependant, les transitions brusques entre « Sahara vert » et « Sahara désertique » ne sont pas entièrement expliquées par les seuls changements à long terme du cycle d’insolation.

La précession des équinoxes peut être divisée en deux composantes distinctes. La première, appelée précession des équinoxes, est causée par le lent mouvement de toupie de l’axe de rotation de la Terre. La seconde, appelée précession du périastre ou précession de l’ellipse, correspond à la lente rotation de l’orbite elliptique de la Terre autour du Soleil. Ensemble, ces deux phénomènes produisent une précession des équinoxes caractérisée par un cycle fort d’environ 23 000 ans et un cycle plus faible d’environ 19 000 ans^[5].

Les variations de l’intensité de la mousson nord-africaine sont fortement corrélées au cycle de précession de 23 000 ans^[2],[7],[8]. Ce lien s’explique par l’influence de la précession sur la quantité d’insolation reçue dans un hémisphère donné. L’insolation est maximale pour l’hémisphère nord lorsque la précession est alignée de telle sorte que cet hémisphère est orienté vers le Soleil au périhélie. Selon l’hypothèse de la mousson orbitale, ce maximum d’insolation renforce les circulations de mousson dans l’hémisphère nord. À l’inverse, lorsque l’hémisphère nord est orienté vers le Soleil à l’aphélie, l’insolation est minimale et la mousson nord-africaine atteint son point le plus faible^[7].

L’obliquité, ou inclinaison axiale, désigne l’angle formé entre l’axe de rotation de la Terre et la perpendiculaire au plan orbital. L’inclinaison actuelle est d’environ 23,5°, mais sur le long terme cet angle varie entre 22,2° et 24,5° sur un cycle d’environ 41 000 ans, en raison de la répartition inégale des masses terrestres et des interactions gravitationnelles avec le Soleil, la Lune et les planètes^[5].

L’obliquité module principalement le cycle d’insolation induit par la précession. Des preuves de son influence sur l’intensité de la mousson nord-africaine ont été trouvées dans les dépôts de poussières issus des processus éoliens et prélevés dans les carottes marines de l’Est de la Méditerranée^[2]. Ces résultats impliquent l’existence de rétroactions climatiques complexes, car l’impact principal de l’obliquité sur l’insolation se situe aux hautes latitudes.

Deux mécanismes sont proposés pour expliquer la présence d’un signal lié à l’obliquité dans les archives climatiques du Sahara. Le premier suggère qu’aux périodes d’obliquité élevée, le gradient thermique entre pôles et équateur de l’hémisphère sud est plus marqué durant l’été boréal, renforçant ainsi la mousson nord-africaine. Le second mécanisme propose que l’obliquité influence la latitude des tropiques en déplaçant le chemin de l’équateur thermique (en), ce qui modifie la position de la limite nord de la mousson et, par conséquent, son intensité^[2]. Des modèles climatiques globaux couplés atmosphère–océan–glace de mer confirment que la combinaison précession + obliquité peut accroître les précipitations en Afrique du Nord grâce à des rétroactions d’insolation^[8].

L’excentricité orbitale mesure l’écart de l’orbite terrestre par rapport à un cercle parfait. Si l’orbite était parfaitement circulaire, l’excentricité serait de 0 ; une excentricité de 1 correspondrait à une parabole. La Terre présente deux cycles d’excentricité d’environ 100 000 et 400 000 ans. L’excentricité terrestre a varié historiquement entre 0,005 et 0,0607, et sa valeur actuelle est d’environ 0,0167^[5].

L’excentricité agit surtout comme un modulateur de l’amplitude des maxima et minima d’insolation liés à la précession. Des dépôts de poussières éoliennes de la Méditerranée orientale montrent que les périodes de flux élevés ou faibles d’hématite coïncident avec ces cycles de 100 000 et 400 000 ans. Cela suggère un renforcement de la progression vers le nord du front de mousson africain lorsque les maxima de précession et d’excentricité se combinent^[2]. Des simulations climatiques globales confirment également que l’excentricité module l’impact de la précession^[8].

Un problème majeur de l’hypothèse de la mousson orbitale est la mise en évidence, dans les archives climatiques, d’un décalage de 1 000 à 2 000 ans entre le maximum prévu de la mousson nord-africaine et celui réellement observé. Cette divergence provient du fait que l’hypothèse suppose une réponse quasi instantanée du climat aux variations d’insolation.

Plusieurs explications ont été avancées. La plus simple consiste à comparer avec le climat actuel : le maximum de rayonnement solaire a lieu le 21 juin, mais le pic de la mousson nord-africaine survient en juillet, soit un mois plus tard. Transposé sur un cycle de précession de 19 000 à 23 000 ans, ce décalage correspond à 1 500–2 000 ans. D’autres hypothèses avancent que la fonte lente des calottes glaciaires polaires ou le refroidissement résiduel des océans tropicaux après les glaciations pourraient retarder le renforcement complet des régimes de mousson^[5].

Les sapropèles sont des sédiments marins sombres riches en matière organique, contenant plus de 2 % de carbone organique en poids. Dans la Méditerranée orientale, des couches de sapropèles peuvent être identifiées dans les carottes de sédiments marins et coïncident avec les périodes de maximum d’insolation dans le cycle de précession sur l’Afrique du Nord^[9],[10]. Cette coïncidence peut s’expliquer par un lien avec la mousson nord-africaine. Lors des périodes de forte insolation, le renforcement et le déplacement vers le nord du front de mousson nord-africaine provoquent de très fortes pluies sur les parties amont et médiane du bassin du Nil. Ces pluies s’écoulent ensuite vers le nord et sont déversées dans la Méditerranée orientale, où cet apport massif d’eau douce riche en nutriments entraîne un gradient de salinité vertical marqué. En conséquence, la convection thermohaline est interrompue et la colonne d’eau devient fortement stratifiée. Une fois cette stratification stable (en) établie, les eaux profondes de la Méditerranée orientale s’appauvrissent rapidement en oxygène et l’afflux important de matière organique pélagique depuis les eaux de surface riches en nutriments est préservé sous forme de sapropèles^[11]. Un élément clé confirmant le lien entre la formation des sapropèles et le débit renforcé du Nil est leur présence durant les périodes interglaciaires et glaciaires. Leur formation doit donc être liée à l’apport d’eau douce du Nil plutôt qu’à la fonte des calottes glaciaires^{[12],[9],[10]}.

Les preuves de l’existence de grands lacs dans le Sahara peuvent être déduites de l’enregistrement géologique. Ces lacs se remplissent à l’approche du maximum d’insolation du cycle de précession, puis s’assèchent à mesure que le cycle se rapproche de son minimum. Le plus grand de ces paléolacs était le lac Méga-Tchad, qui atteignait 173 m de profondeur et couvrait une superficie d’environ 400 000 km² à son apogée^[13],[11]. Aujourd’hui, les vestiges de ce gigantesque lac sont connus sous le nom de lac Tchad, dont la profondeur maximale est de 11 m pour une superficie d’à peine 1 350 km². L’imagerie satellitaire des rivages de l’ancien lac Méga-Tchad révèle qu’il a existé sous deux régimes de vents distincts : un régime de vents de nord-est et un de sud-ouest. Le régime de nord-est est cohérent avec les régimes actuels et caractéristique d’un flux de mousson faible, tandis que le régime de sud-ouest est caractéristique d’un flux de mousson plus intense^{[14],[12],[13]}.

Un autre indice important d’un contrôle de la mousson nord-africaine par la précession se trouve dans les dépôts de diatomées d’eau douce de l’Atlantique tropical. Des carottes océaniques provenant de cette région montrent des couches distinctes de la diatomée d’eau douce Aulacoseira granulata (aussi appelée Melosira granulata). Ces couches apparaissent sur un cycle de 23 000 ans, avec un décalage d’environ 5 000 à 6 000 ans par rapport au maximum d’insolation de la précession^[5],[15]. Pour expliquer ces dépôts cycliques de diatomées, il faut examiner l’intérieur du Sahara. Vers le maximum d’insolation, la mousson nord-africaine est à son intensité maximale et la région saharienne est alors parsemée de grands lacs de mousson. Puis, à mesure que l’on progresse vers le minimum d’insolation, ces lacs commencent à s’assécher sous l’effet de l’affaiblissement de la mousson. Une fois asséchés, de minces dépôts contenant des diatomées d’eau douce sont exposés. Lorsque les vents dominants de nord-est arrivent en hiver, ces dépôts sont soulevés sous forme de poussière et transportés sur des milliers de kilomètres jusqu’à l’Atlantique tropical^[15]. Ce processus explique le décalage de 5 000 à 6 000 ans dans les dépôts de diatomées d’eau douce : la mousson doit d’abord faiblir suffisamment pour que les lacs sahariens s’assèchent et exposent les sources potentielles de diatomées^[5]. Un facteur crucial est l’identification des espèces : certaines carottes marines au large de l’Afrique de l’Ouest montrent un mélange de diatomées lacustres et fluviales. Pour représenter fidèlement le cycle des diatomées du Sahara, la carotte doit donc provenir d’une zone suffisamment éloignée de la côte pour minimiser l’influence des apports fluviaux^[16],[14].

Les variations observées dans l’intensité de la zone de remontée d'eau (upwelling) équatorial atlantique oriental peuvent également être utilisées pour corroborer l’existence d’un cycle de la mousson nord-africaine régulé par la précession. Lorsque l’insolation sur l’Afrique du Nord atteint son maximum, les alizés de l’Atlantique équatorial sont fortement déviés vers le Sahara. Cette déviation affaiblit la zone d’upwelling équatorial oriental, ce qui réchauffe les eaux de la zone pélagique. À l’inverse, lorsque l’insolation est minimale, la déviation des alizés est plus faible et la zone d’upwelling reste intense, ce qui refroidit les eaux de la zone pélagique^[16],[17]. La preuve de cette alternance périodique se retrouve dans les dépôts d’organismes planctoniques de surface dans les carottes de sédiments marins. Ces carottes montrent que l’abondance relative des espèces planctoniques d’eaux chaudes et froides varie selon un rythme constant de 23 000 ans, correspondant au cycle d’insolation de la précession^[5],[17].

La période humide africaine s’est déroulée entre 14 800 et 5 500 ans avant le présent et constitue le dernier épisode de « Sahara vert ». Les conditions dans le Sahara pendant cette période étaient dominées par une mousson nord-africaine intense, entraînant des précipitations annuelles nettement supérieures à celles observées aujourd’hui^[18]. Avec ces pluies accrues, les paysages végétaux de l’Afrique du Nord étaient très différents de ceux d’aujourd’hui. La majeure partie du Sahara était alors couverte de vastes prairies, assimilables à une steppe. Le Sahel, situé au sud du Sahara, était quant à lui majoritairement une savane^[19],[18]. Aujourd’hui, la région saharienne est principalement désertique, tandis que le Sahel conserve encore des paysages de savane. La période humide africaine était également marquée par un réseau de vastes cours d’eau à travers le Sahara, comprenant de grands lacs, rivières et deltas. Les quatre plus grands lacs étaient le lac Méga-Tchad, le lac Méga-Fezzan (en), le méga-lac Ahnet-Mouydir et le méga-lac des Chotts. Les principales rivières de la région comprenaient le fleuve Sénégal, le Nil, la rivière Sahabi et la rivière Koufra. Ces systèmes hydrographiques constituaient des corridors écologiques qui permirent à de nombreuses espèces animales, y compris les humains, d’étendre leur aire de répartition à travers le Sahara^[20],[19].

Les preuves géologiques indiquent que le début comme la fin de la période humide africaine furent des événements abrupts, probablement survenus à l’échelle de quelques décennies à quelques siècles. Le déclenchement et la fin de cette période coïncident avec un moment du cycle d’insolation où celle-ci atteignait environ 4,2 % de plus qu’aujourd’hui. Cependant, les variations du cycle d’insolation sont trop progressives pour expliquer à elles seules les transitions climatiques rapides observées au Sahara. Pour rendre compte de ces changements brusques, plusieurs mécanismes de rétroaction climatique ont été proposés. L’un des ensembles les plus étudiés concerne les interactions entre la végétation et l’atmosphère^[20]. Des modèles climatiques simulant ces interactions couplées avec l’insolation en Afrique du Nord parviennent à reproduire les transitions rapides entre un régime de « Sahara vert » et un régime de « Sahara désertique »^[1],[21]. Ces résultats suggèrent l’existence possible d’un seuil critique « végétation-insolation » qui, une fois franchi, permettrait une transition rapide de la région saharienne d’un état verdoyant à un état désertique et inversement^[21].

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