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

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.

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 :

Figure 2. Bathymétrie actuelle, en mètres, autour du détroit de Behring.

Données: ETOPO5, US Navy.

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.

Figure 3. Coupe de la grotte Cosquer, située dans le massif des Calanques, près de Marseille.

Figure 4. Peinture d'un pingouin, qui atteste des conditions climatiques plus rudes de cette époque.

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.

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 (H₂¹⁸O) par rapport à l'isotope léger (H₂¹⁶O). On mesure cet appauvrissement par la déviation relative, δ, de la teneur isotopique H₂¹⁸O/H₂¹⁶O par rapport à une teneur standard (proche de la teneur moyenne des océans) :

¹⁸O = [(H₂¹⁸O / H₂¹⁶O) / (H₂¹⁸O / H₂¹⁶O)_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 ₂¹⁸O/H₂¹⁶O (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.

Source - © 1990 Shackleton et al.

Figure 5. 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).

Source - © 1987 Labeyrie et al.

Figure 6. 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 :

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.

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.

Source - © 2001 Clark et al.

Figure 7.  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.

Source - © 2001 Université de Tromsø Figure 8. 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.

Source - © 2001 Université de Tromsø Figure 9. 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.

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 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.

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.

Source - © 2001 J.S. Aber, Université d'Emporia.

Figure 12. 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.

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.

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.

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 D_h = -100 m pour ∆_d = 1 ‰.

Figure 14. 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 H₂¹⁸O/H₂¹⁶O des sédiments (carbonates). La formation des calottes de glace continentale augmente, également, le rapport H₂¹⁸O/H₂¹⁶O 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.

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.

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 d_m, soit h x 3,3, et celle de la calotte à H x d_g = 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.

R.16.

R.17.

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 :

Figure 15. Niveau de la mer en fonction de l'âge.

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

R.20.

R.21.

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 :

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.

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.