Cycles climatiques nord-africains

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].

• Portail du climat
• Portail de l’Afrique
• Portail du Maghreb