La dernière déglaciation : variations du niveau marin sur plusieurs milliers d'années (20 000 à 6 000 ans BP)

Gilles Delaygue

ENS-Lyon

Vincent Daniel

05/12/2001

Résumé

Étude de la dernière déglaciation : variation du volume des glaces et du niveau de la mer.


Le peuplement des Amériques

Le peuplement original des Amériques date de la dernière période glaciaire. Les plus anciens restes préhistoriques trouvés datent d'environ 12 000 ans, mais une migration plus ancienne (jusqu'à 30 000 ans) n'est pas exclue.

L'étude anthropologique des populations indiennes révèle une origine asiatique commune. L'analyse de leur ADN mitochondrial confirme cette homogénéité. Ce peuplement s'est accompagné de celui de grands mammifères (mammouth, bison, boeuf-musqué, etc).

Au plus fort des périodes glaciaires, une immense calotte glaciaire recouvrait complètement le nord du continent américain, appelée calotte Laurentide. La Figure 1 montre une reconstitution des calottes glaciaires et des côtes de l'hémisphère nord au dernier maximum glaciaire (période la plus froide), il y a 21 000 ans.

Figure 1. Reconstitution des calottes glaciaires et des côtes au dernier maximum glaciaire, il y a 21 000 ans.

Reconstitution des calottes glaciaires et des côtes au dernier maximum glaciaire, il y a 21 000 ans.

D'après le groupe de travail CLIMAP. In Sylvie Joussaume, Climat d'hier à demain, Editions Belin/CNRS. © Cité des Sciences et de l'Industrie de la Villette.


Q 1. Pourquoi le contour des côtes à cette époque est différent de l'actuel ? Réponse.

Q 2. Comment des populations asiatiques ont-elles pu peupler le continent américain ? Réponse.

Le pont continental reliant l'Asie à l'Amérique du nord en période glaciaire a été dénommé Beringia. Couvert de toundra, il a eu une extension maximale nord-sud d'environ 1 000 km. La Figure 2 indique les profondeurs actuelles autour du détroit de Behring :


Q 3. Estimer l'ordre de grandeur du niveau de la mer permettant l'existence de Beringia au dernier maximum glaciaire. Réponse.

De l'autre côté de la Terre, en Méditerranée, des plongeurs ont découvert une grotte recouverte de peintures préhistoriques, dont l'entrée est complètement immergée : la grotte Cosquer. La datation au carbone 14 de ces peintures indique des âges situés entre 18 000 et 28 000 ans avant le présent, c'est-à-dire la fin de la dernière période glaciaire.



Q 4. Comment expliquer que l'entrée se trouve actuellement immergée ? Comment ce résultat se compare-t-il avec celui de la question précédente ? Réponse.

Nous allons essayer maintenant de reconstituer les variations du niveau de la mer depuis le dernier maximum glaciaire, il y a environ 21 000 ans.

Le volume total des calottes et le niveau de la mer : la géochimie isotopique

La composition isotopique de l'oxygène dans les sédiments marins permet d'estimer les variations du volume des calottes de glace et donc du niveau marin.

L'eau stockée dans les calottes pendant les périodes froides (glaciaires) est appauvrie en isotope lourd (H2 18O) par rapport à l'isotope léger (H2 16O). On mesure cet appauvrissement par la déviation relative, δ, de la teneur isotopique H2 18O/H2 16O par rapport à une teneur standard (proche de la teneur moyenne des océans) :

18O = [(H2 18O / H2 16O) / (H2 18O / H2 16O)st - 1] x 1000 (exprimé en pour mille : ‰).

Q 5. Lors de la formation des calottes, en période de refroidissement, comment varie le rapport isotopique 2 18O/H2 16O (et donc le δ18O) de l'eau des océans ? En supposant que les calottes ont une composition isotopique moyenne d18O = - 40 ‰, et l'océan global une profondeur moyenne de 4 000 m, quelle variation du niveau de la mer conduit à un enrichissement des océans de 1 ‰ ? Réponse.

Différents organismes planctoniques marins, notamment les Foraminifères, fabriquent un test carbonaté à partir de l'eau de mer. Ces tests sont à l'origine des sédiments océaniques.

Q 6. Écrire la réaction bilan de synthèse des carbonates. Réponse.

Dans l'eau de mer, H2O et HCO3 - sont en équilibre isotopique (pour l'oxygène), c'est-à-dire que toute variation isotopique de l'eau se transmet intégralement aux carbonates synthétisés. Par contre, un fractionnement isotopique intervient lors de la synthèse de carbonate à partir des ions HCO3 - et CO3 2-. Ce fractionnement dépend de la température, avec une augmentation du δ18O des carbonates de 1 ‰ pour un refroidissement de 4ºC (à composition de l'eau de mer constante).

Q 7. Lors d'un refroidissement global, accompagné de la formation de calottes de glace, comment varie la composition isotopique des sédiments nouvellement formés ? Réponse.

Deux grands types d'espèces planctoniques peuvent être distingués dans les sédiments: des espèces vivant près du fond (dites benthiques), et des espèces vivant près de la surface (dites planctoniques).

Q 8. Si l'on veut estimer les variations passées de la composition isotopique de l'eau (dues aux variations du volume des calottes), de quel type de plancton faut-il analyser la composition isotopique ? Peut-on alors estimer les variations passées de la température de surface de l'océan ? Réponse.

Un enregistrement des variations du δ18O benthique en Pacifique équatorial est représenté sur la Figure 5.

Figure 5. variations du δ18O benthique dans le Pacifique équatorial.

variations du δ18O benthique dans le Pacifique équatorial.

Enregistrement isotopique benthique (essentiellement genre Uvigerina) du forage sédimentaire ODP 677, en Pacifique équatorial, sur le premier million d'années (exprimé en ‰ par rapport au standard PDB, échelle inversée).


Q 9. Repérer les périodes glaciaires et interglaciaires. Mesurer l'amplitude totale du δ18O benthique pour les quatre derniers cycles glaciaire-interglaciaires. A partir de la question 5, quelles variations du niveau marin peut-on en déduire ? Réponse.

Afin de tester l'hypothèse d'une température constante au fond des océans, des chercheurs ont analysé des sédiments profonds provenant de la Mer de Norvège. L'eau, au fond de cette mer, provient directement de la surface par convection, à cause du refroidissement hivernal important et de la formation de glace de mer. L'eau est à une température de -1ºC environ, proche de son minimum de -1,7ºC (en dessous duquel elle gèle).

Figure 6. Signaux isotopiques benthiques pour la Mer de Norvège et le Pacifique équatorial.

Signaux isotopiques benthiques pour la Mer de Norvège et le Pacifique équatorial.

Enregistrements isotopiques benthiques (Cibicides wuellerstorfi et Oridorsalis tener pour V28-38, genre Uvigerina pour V19-30) des forages V19-30 (Pacifique équatorial) et V28-38 (Mer de Norvège). Cette partie représente la dernière entrée en glaciation, depuis l'avant-dernier interglaciaire (début du stade 5, environ 120 000 ans) jusqu'à des conditions glaciaires (stade 4), cf Figure 5. (Echelle inversée pour le δ18O)


Q 10. Est-ce-que la différence de δ18O entre ces deux signaux est constante ? En supposant que la température de l'eau profonde en Mer de Norvège n'a pas varié, estimer :

  1. la variation de température des eaux profondes du Pacifique équatorial ;
  2. la variation du δ18O de l'eau de mer pour cette entrée en glaciation, et la baisse du niveau marin correspondante (voir Q. 5). Réponse.

Q 11. Différentes estimations existent pour la variation totale glaciaire-interglaciaire du δ18O des océans : de 1 à 1,3 ‰ environ. Calculer les variations du niveau de la mer correspondantes. Réponse.

Reconstituer les calottes glaciaires et leur volume : la glaciologie et la géophysique

Les glaciologues retracent les limites des calottes disparues en identifiant des moraines frontales (situées à l'avant des glaciers). En supposant un profil d'équilibre entre ces limites (profil parabolique), on peut en théorie estimer hauteur et volume des différentes calottes, et donc la variation du niveau marin associée.

Différentes reconstructions existent, l'une des plus connues a été réalisée par le groupe CLIMAP pour le dernier maximum glaciaire. Elle fournit deux estimations, haute et basse, selon l'existence supposée ou non de certaines calottes (Figure 7). L'estimation basse conduit à une baisse du niveau de la mer de 130 m environ, et 160 m dans l'autre cas.

Figure 7.  Reconstructions CLIMAP des calottes glaciaires de l'hémisphère nord pour le dernier maximum glaciaire (il y a ~21 000 ans).

Reconstructions CLIMAP des calottes glaciaires de l'hémisphère nord pour le dernier maximum glaciaire (il y a ~21 000 ans).

A : estimation basse, B : estimation haute. Légende : C: calotte de la Cordillère; L : calotte Laurentide; G : Groenland; B : calotte Britannique; S : calotte Scandinave; I : calotte Inuite; Ba : calotte de la Mer de Barents; K : calotte de la Mer de Kara.


Q 12. Comparer ces estimations glaciologiques de baisse du niveau de la mer avec les estimations géochimiques (Q.10 et Q.11). Réponse.

En Norvège, de nombreuses études ont mis en évidence l'existence de plages fossiles, bien au-dessus du niveau de la mer. L'une de ces études est illustrée par les figures 8 et 9.

Figure 8. Plages fossiles à Sandbukt, en Norvège.

Plages fossiles à Sandbukt, en Norvège.

Sur la photo, la flèche indique la plage la plus ancienne (10 000 ans), à 65 m au-dessus du niveau de la mer.


Figure 9. Datation (en millier d'années).

Datation (en millier d'années).

Q 13. Est-ce-que ce résultat est en accord avec la fonte des calottes (voir Figure 1) lors de la dernière déglaciation ? Calculer la vitesse moyenne de variation du niveau marin à Sandbukt (derniers 10 000 ans), et la vitesse maximale. Comment peut-on expliquer ce phénomène de baisse relative du niveau marin ? Réponse.

Un tel mouvement vertical est observé pour toute la Scandinavie, ainsi que le nord de l'Amérique. Il est dû à l'équilibration du manteau après la disparition du poids des grandes calottes. Ce phénomène est appelé équilibre isostatique.

Figure 10. Principe de l'équilibre isostatique.

Principe de l'équilibre isostatique.

A l'équilibre isostatique, une calotte (densité d = 0,9) de hauteur H s'enfonce dans le manteau (densité d = 3 3) d'une hauteur h (comme un iceberg !).


Q 14. En supposant qu'une calotte de hauteur H =2 000 m flotte sur le manteau, appliquer le principe d'Archimède pour calculer l'enfoncement h du manteau à l'équilibre. Réponse.

Q 15. On suppose que la fonte des calottes lors de la dernière déglaciation a largué un volume d'eau équivalent à une élévation du niveau de la mer de 120 m. Calculer l'enfoncement du plancher océanique dû à une telle élévation du niveau de la mer. Quel est finalement la hausse du niveau de la mer vue par les continents, en supposant que eux ne bougent pas ? Réponse.

La fonte des calottes ou déglaciation

La réalité est bien sûr un peu plus compliquée: l'équilibre d'une calotte ou d'une montée de la mer ne se réalise pas uniquement à l'endroit de la surcharge, parce que la lithosphère est élastique et se plie plutôt qu'elle ne s'enfonce. La figure 11 schématise un équilibre isostatique de manière un peu plus exact que la figure 10.

Figure 11. Échelle de la déformation due à la charge d'une calotte de glace.

Échelle de la déformation due à la charge d'une calotte de glace.

Attention, le schéma n'est pas à l'échelle.


On s'intéresse maintenant à la montée du niveau de la mer due à la fonte des calottes, lors de la dernière déglaciation (cf. Figure 5).

Q 16. D'après la figure précédente, dans quelle région du globe peut-on le mieux reconstituer la montée du niveau de la mer, en évitant l'effet isostatique dû aux calottes ? Est-il facile de mettre à jour des plages fossiles dans ces régions (comme sur la Figure 8) ? Réponse.

En Floride, à Key Largo, un massif corallien fossile a été daté à ~125 000 ans, soit l'avant-dernier interglaciaire (cf Figures 5 et 6). Il est situé environ 5 m au dessus du niveau actuel de la mer (Figure 12). Des découvertes similaires ont été faites en Australie, aux Bahamas, en Inde, etc, avec des coraux situés en moyenne à 3 m au dessus du niveau actuel de la mer. Ces espèces de coraux se développent juste sous la surface de la mer, par besoin de lumière.

Figure 12. Massif corallien fossile de Key Largo, en Floride, datant de l'avant-dernier interglaciaire.

Massif corallien fossile de Key Largo, en Floride, datant de l'avant-dernier interglaciaire.

Q 17. Peut-on négliger les effets isostatiques dus aux calottes dans ces régions ? Quel était le niveau de la mer à l'avant-dernier interglaciaire ? Réponse.

Dans l'arc des Petites Antilles, sur l'île de la Barbade, a été étudié une série de coraux fossiles, en partie émergés. Leur datation les fait remonter au dernier cycle glaciaire. Le plus ancien massif date de l'avant-dernier interglaciaire (125 000 ans), il est situé à 40m au dessus du niveau de la mer. Les coraux fossiles d'âge correspondant à la dernière déglaciation sont immergés et ont été échantillonnés par forage (Figure 13). Les Petites Antilles constituent un prisme d'accrétion, soulevé par la subduction de l'Atlantique sous la plaque Caraïbes.

Figure 13. Stratigraphie de carottes sédimentaires forées dans le massif corallien de la Barbade.

Stratigraphie de carottes sédimentaires forées dans le massif corallien de la Barbade.

Les échantillons datés sont indiqués par une flèche. L'âge (en années BP (Before present) = avant 1950) est déterminé par la méthode U/Th, plus juste que la méthode 14C. L'échelle de gauche indique la profondeur (en mètres) des échantillons par rapport au niveau actuel de la mer. Noter que la carotte RGF-9 ne contient plus l'espèce Acropora palmata en dessous de 115m environ. Les autres espèces étant moins fiables pour reconstituer le niveau de la mer, les datations des niveaux plus profonds ne sont pas reportées ici. Simplifié de Fairbanks, 1989 et Bard et al., 1990.


Q 18. Calculer le soulèvement moyen de la Barbade (en m/1000 ans) en vous basant sur le niveau datant de l'avant-dernier interglaciaire. Réponse.

Le tableau ci-dessous donne les profondeurs correspondant aux âges de la Figure IV.3. Quelques données issues d'autres îles des Caraïbes ont été ajoutées.

Origine

Échantillon

Profondeur (m)

Age (années BP=avant 1950)

Barbade

(RGF-7)

17,82

7457

Barbade

(RGF-7)

18,51

8449

Barbade

(RGF-7)

25,43

9285

Barbade

(RGF-7)

40,70

11094

Barbade

(RGF-12)

54,60

11526

Barbade

(RGF-12)

57,58

12263

Barbade

(RGF-12)

65,36

13226

Barbade

(RGF-12)

69,85

13804

Barbade

(RGF-9)

88,60

14234

Barbade

(RGF-9)

93,89

14656

Barbade

(RGF-9)

106,09

18241

Barbade

(RGF-9)

109,26

18895

Barbade

(RGF-9)

113,81

19035

Martinique

PAR(Ap)

4

1 620

Bahamas

Ap

6,4

3 635

Bahamas

H9-C2-1(Ap)

6,8

4 590

St. Croix

SCR-3D(Ap)

10,4

6 510

St. Croix

HCSE(Ap)

13

7 660

Q 19. Corriger les profondeurs des échantillons du soulèvement tectonique. Tracer la courbe de montée du niveau de la mer. Quelle hypothèse fait-on sur la profondeur de vie des coraux ? Réponse.

Q 20. Estimer le niveau de la mer au dernier maximum glaciaire (niveau le plus bas, lorsque le volume des calottes de glace était maximal). Faut-il corriger cette valeur d'un équilibre isostatique ? Comparer la valeur obtenue avec celles des questions Q3, Q4, Q10, Q11 et Q12. Réponse.

Q 21. Calculer la vitesse moyenne de remontée du niveau de la mer. Peut-on identifier des sauts lors de cette remontée ? Estimer leur vitesse. Réponse.

Ressources Internet

Réponses

R.1 L'eau stockée dans les calottes de glace a causé une baisse globale du niveau de la mer, découvrant une partie des plateformes le long des côtes. retour.

R.2 En empruntant le pont continental (surnommé 'Beringia') entre Asie et Amérique, mis à sec par la baisse du niveau de la mer. retour.

R.3 D'après la bathymétrie, entre -100 et -200 m suffisent à libérer une aussi vaste région. retour.

R.4 Elle est immergée à cause de la remontée du niveau de la mer due à la fonte des calottes. Le niveau de la mer devait être au minimum 40 m plus bas que l'actuel, ce qui n'apporte pas de contrainte supplémentaire par rapport à la question précédente. retour.

R.5 En écrivant la conservation du δ18O entre l'océan et les calottes, une variation de ∆d du δ18O de l'océan correspond à une variation ∆h du niveau de la mer de ∆h = - ∆d x 4000 / 40, soit Dh = -100 m pour ∆d = 1 ‰.

Figure 14. Transfert isotopique entre les océans et les calottes de glace.

Transfert isotopique entre les océans et les calottes de glace.

les calottes stockent de l'eau appauvrie en 18O par rapport à l'16O (δ18O ~ -40 ‰), et enrichissent donc les océans en 18O (le δ18O augmente).


retour.

R.6 Ca2+ + 2 HCO3 - ⇄ CaCO3 + CO2 + H2O retour.

R.7 La diminution de température des océans augmente le fractionnement, et donc le rapport H2 18O/H2 16O des sédiments (carbonates). La formation des calottes de glace continentale augmente, également, le rapport H2 18O/H2 16O des océans, et donc contribue aussi à élever ce rapport dans les carbonates. Ces deux effets, refroidissement et formation des calottes, jouent donc dans le même sens. Leur rôle respectif est difficile à préciser. retour.

R.8 C'est au fond des océans que la température est la plus stable (à cause du volume d'eau). Les espèces de Foraminifères benthiques (de fond) nous donnent donc une meilleure information sur les variations de la composition isotopique de l'eau que les espèces planctoniques (de surface). Pour une même carotte, si on suppose que les espèces benthiques ont enregistré seulement les variations de la composition de l'eau (pas de variation de température), alors la différence avec les variations enregistrées par les espèces planctoniques doit être due aux variations de la température de surface. retour.

R.9 Cycle 1 : ~1.7 ‰ 170 m ; cycle 2 : ~1.5 ‰ 150 m ; cycle 3 : ~1.8 ‰ 180 m ; cycle 4 : ~1.85 ‰ 185 m retour.

R.10 1.2. +1 ‰, soit 100 m de baisse du niveau marin. Mais le volume des calottes n'était peut-être pas maximal à cette époque (il le sera au maximum glaciaire, il y a environ 21 000 ans). retour.

  1. ~0.5 ‰ de différence sauf en interglaciaire : 1 ‰ → réchauffement des eaux profondes du Pacifique de 0,5 x 4 = 2ºC à l'avant-dernier interglaciaire par rapport à la période glaciaire.
  2. +1 ‰, soit 100 m de baisse du niveau marin. Mais le volume des calottes n'était peut-être pas maximal à cette époque (il le sera au maximum glaciaire, il y a environ 21 000 ans). retour

R.11 De 100 à 130 m environ (de moins au dernier maximum glaciaire par rapport à l'Holocène). retour.

R.12 Ces estimations glaciologiques sont un peu plus hautes que celles basées sur le δ18O des océans. On peut en déduire une marge d'erreur sur la baisse du niveau de la mer de l'ordre de ±30 m. retour.

R.13.

  1. Non, puisque le niveau de la mer aurait dû monter, relativement, non descendre.
  2. Vitesse moyenne: 65 m en 10 000 ans → 6,5 mm/an. Vitesse maximale: 40 m en 2 000 ans → 2 cm/an
  3. La région n'est pas stable et monte, plus vite que le niveau de la mer. retour

R.14. D'après le principe d'Archimède, la masse de la calotte est équilibrée par la masse de manteau déplacée. La masse déplacée est proportionnelle à h x dm, soit h x 3,3, et celle de la calotte à H x dg = H x 0,9. D'où h = H x dg/dm. Application: avec les valeurs indiquées, h = 2 000 x 0,9 /3,3 ~ 550 m. retour.

R.15.

  1. Enfoncement h = H x de / dm = 120 x 1 / 3,3 ~ 36 m.
  2. La hausse du niveau de la mer sur un côte continentale sera donc de 120 - 36 = 84 m. retour

R.16.

  1. Il faut aller chercher des indices loin des régions couvertes par les calottes, soit dans les basses latitudes ou l'hémisphère sud (mais l'Antarctique a fondu en partie).
  2. Les côtes de ces régions ont été progressivement envahies par la mer lors de la déglaciation, et les plages fossiles sont donc immergées. retour

R.17.

  1. Toutes ces régions sont situées très loin (>4 000 km) des calottes. On peut donc négliger les effets isostatiques dus à la formation/fonte de ces calottes.
  2. Le niveau de la mer était 3 m environ supérieur au niveau actuel. Le volume de glace était donc légèrement inférieur il y a 125 000 ans qu'aujourd'hui. Noter que la correction isostatique due à la différence de niveau marin est minime (inférieure à 3 m x 1 / 3,3 ~ 1m) par rapport aux incertitudes sur ce paléo-niveau de la mer. retour

R.18. Ce niveau, daté de 125 000 ans, est situé actuellement à 40 m au dessus du niveau de la mer. Or il est retrouvé dans les zones stables à 3 m environ. Le soulèvement est donc de (40 - 3) / 125 000 ~ 0,3 m/1 000 ans. retour.

R.19.

Correction de profondeur: ajouter âge (milliers d'années) x 0,3 (m / 1000 ans), soit :

Origine

Échantillon

Profondeur corrigée (m)

Age (années BP=avant 1950)

Barbade

(RGF-7)

20

7457

Barbade

(RGF-7)

21

8449

Barbade

(RGF-7)

28

9285

Barbade

(RGF-7)

44

11094

Barbade

(RGF-12)

58

11526

Barbade

(RGF-12)

61

12263

Barbade

(RGF-12)

69

13226

Barbade

(RGF-12)

74

13804

Barbade

(RGF-9)

93

14234

Barbade

(RGF-9)

98

14656

Barbade

(RGF-9)

112

18241

Barbade

(RGF-9)

115

18895

Barbade

(RGF-9)

120

19035


On fait l'hypothèse que les coraux vivaient toujours à la même profondeur (pas nécessairement juste sous la surface). retour

R.20.

  1. Niveau le plus bas: ~120 / 125 m en extrapolant la courbe.
  2. Lors de la déglaciation, l'élévation du niveau de la mer a fait s'enfoncer le plancher océanique et les régions environnantes. La correction isostatique ici doit donc être faible.
  3. Q3: ~100 - 200 m ; Q4: >40 m; Q10: 100 m, mais pas au maximum glaciaire; Q11: 100 à 130 m; Q12: 130 à 160 m. La valeur déterminée ici est donc compatible avec les précédentes, plus faibles que les estimations glaciologiques. retour

R.21.

  1. Vitesse moyenne: 120/20 000 ~ 6 m / 1 000 ans ou 6 mm/an.
  2. Deux sauts sont bien visibles (d'après ces données), vers 14 000 ans et 11 500 ans. En prenant les 2 points qui les encadrent, on trouve des vitesses de, respectivement, 19 / 430 = 44 mm/an et 14 / 430 = 33 mm/an. Ces sauts ont été identifiés dans d'autres reconstructions du niveau de la mer. Ils correspondraient à une fonte massive et rapide (quelques siècles) des calottes. retour

Annexe : Instructions officielles en relation avec cette intervention

Terminale S

Du passé géologique à l'évolution future de la planète (7 semaines).

Les notions de géologie acquises de la classe de seconde à celle de terminale permettent de comprendre le fonctionnement général de la planète, de ses enveloppes externes à ses domaines les plus internes. L'enseignement de spécialité précise quelques aspects de ce fonctionnement, à différentes échelles spatiales et temporelles. Il est l'occasion de montrer que l'étude des évolutions passées de la planète, fondée sur une démarche raisonnée intégrant des observations géologiques variées et des mécanismes physiques et chimiques simples, procure des éléments de réflexion et des modèles pour appréhender l'évolution future de la planète. La prévision des climats du futur est un enjeu à la fois de recherche scientifique et de société.

Deux problématiques partiellement interdépendantes sont traitées dans l'enseignement de spécialité et sont abordées en faisant appel à plusieurs disciplines des sciences de la Terre. Cette partie du programme démontre comment l'observation, l'interprétation et la modélisation de phénomènes passés sont utilisés pour proposer des scénarios de l'évolution future de la Terre. Les deux problématiques choisies sont :

  • les variations du climat ;
  • les variations du niveau moyen des mers.

Ces deux exemples mettent en avant les relations qui existent entre le fonctionnement des enveloppes externes et internes de la Terre et les interactions de la Terre avec le reste du système solaire.

  1. Les climats passés de la planète (5 semaines)

    Les changements du climat de la planète s'étudient à différentes échelles de temps. Les variations climatiques sont enregistrées dans les roches sédimentaires et les accumulations de glace aux pôles. La nature chimique des sédiments, leurs contenus fossilifères et leurs conditions de dépôt, ainsi que la composition isotopique des glaces, sont des marqueurs des conditions climatiques. Les bulles de gaz emprisonnées dans les accumulations de glaces des calottes polaires sont des témoins de la composition chimique moyenne de l'atmosphère et de son contenu en gaz à effet de serre. La composition de l'atmosphère plus ancienne, en particulier en dioxyde de carbone (CO2), s'obtient par des données très indirectes.

    Plus on recule dans le temps plus les enregistrements géologiques perdent de leur résolution temporelle. Les variations climatiques sont étudiées à deux échelles de temps :

    • Le dernier million d'années où la continuité des enregistrements géologiques permet d'observer des variations climatiques avec une haute résolution temporelle de l'ordre de 1 000 ans.
    • Le milliard d'années où les enregistrement géologiques permettent d'identifier les changements climatiques avec une résolution de quelques millions d'années.
  2. Les variations du niveau de la mer (2 semaines).

    Les variations du niveau de la mer sont d'amplitude variable au cours de l'histoire de la Terre. Elles trouvent leur origine dans les changements climatiques mais aussi dans les phénomènes tectoniques et dans l'activité plus ou moins intense du manteau terrestre.

Activités envisageables

Notions et contenus

  • Mise en évidence des variations du niveau de la mer à deux échelles de temps :

    • les variations liées aux glaciations du quaternaire par l'analyse de récifs fossiles, de traces de lignes de rivage ou d'activité humaine (ex: grotte Cosquer).
    • les variations liées aux phénomènes de transgression et de régression du Crétacé supérieur par l'analyse de documents (cartes, vidéos, photographies, échantillons). Études à partir de divers documents (cartes, photographies, échantillons) des phénomènes de transgression et de régression.
  • Mise en évidence sur la carte géologique du monde et de la France de l'importance mondiale de la transgression du Crétacé supérieur.
  • Mise en évidence des paramètres de variation du niveau de mètres en une dizaine de millions d'années).
  • Mise en évidence des paramètres de variation du niveau de la mer :

    • variations de volume de l'eau de mer en fonction de la température ;
    • variations de la quantité de glace présente sur les terres émergées ;
    • variations de la profondeur moyenne du fond des océans.
  • Réalisation d'un bilan quantitatif.
  • Mise en évidence des variations du niveau de la mer au cours des temps géologiques. Les variations du niveau de la mer modifient la surface des terres émergé
  • Les roches sédimentaires par leur nature et leur extension enregistrent les variations relatives du niveau de la mer. Ces variations se manifestent notamment par des transgressions et des régressions sur les continents.
  • Les causes des variations mondiales du niveau de la mer.

    Les variations relatives du niveau de la mer à l'échelle mondiale sont contrôlées par le volume d'eau dans les bassins océaniques. On considère que pendant les 200 derniers millions d'années le volume d'eau sous forme de glace, de liquide et de vapeur est constant.

    Les principales causes des variations du niveau de la mer sont :

    • la dilatation thermique de l'eau (de 10 à 20 cm par siècle) ;
    • la formation et la destruction des calottes polaires (de l'ordre de la centaine de mètres en 10 000 à 100 000 ans) ;
    • le volume des bassins océaniques (dont la variation peut aller jusqu'à plusieurs centaines de mètres en une dizaine de millions d'années).

Seconde :

Évolution historique de la composition de l'atmosphère : La courbe des teneurs en CO2 et O2 de l'atmosphère terrestre depuis 4,5 milliards d'années. La courbe des températures fossiles et des teneurs en CO2 au cours du quaternaire récent déterminée grâce à l'étude des isotopes de l'oxygène et des inclusions gazeuses des carottes polaires.

Première S :

Phénomènes tectoniques et activité du manteau terrestre associés aux variations climatiques.