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GÉOCHIMIE MARINE
la teneur en CO, atmosphérique et de l’effet de serre. Cela produit un climat plus chaud et
plus humide favorisant l’altération des roches. Enfin, l’augmentation de l’érosion des roches
magmatiques entraîne une baisse du CO, atmosphérique. Ainsi, sur les grandes échelles de
temps, la régulation de l’effet de serre s’établit grâce à l’équilibre entre la production de CO2
par le volcanisme et son piégeage par l’érosion et la sédimentation des carbonates. On associe
la dernière « Terre boule de neige » à la fragmentation du supercontinent Rodinia qui s’est
accompagnée d’une érosion accrue (Donnadieu et al., 2004). Une fois complètement gelée,
la surface de la Terre réfléchit très efficacement le rayonnement solaire et elle est très difficile
à réchauffer. Le retour à la normale ne se fait qu’après une très longue accumulation de CO2
d’origine volcanique dans l’atmosphère qui produit un effet de serre intense permettant le
déclanchement du dégel.
La composition isotopique du Sr marin apporte des contraintes sur l’équilibre volcanisme/
érosion (voir chapitre 4). En effet, la composition isotopique du Sr de l’eau de mer dépend
de l’importance relative de l’érosion des continents qui apporte du Sr très radiogénique
(rapport 87Sr/®6Sr élevé) et du volcanisme qui apporte du Sr peu radiogénique (rapport
H7Sr/8bSr bas) via les fluides hydrothermaux. L’évolution du rapport 87Sr/86Sr au cours des
500 derniers millions d’années est bien établie (Figure 11.5). Elle permet d’illustrer quelques
grandes variations du climat terrestre : la signature peu radiogénique du Sr il y a environ
100 millions d’années correspond à l’importance des apports hydrothermaux dus à la très
forte expansion des fonds sous-marins qui a été estimée pour cette période. A cette époque,
des plantes de climat tempéré et des animaux à sang froid comme les dinosaures habitaient
les régions polaires qui étaient dépourvues de calottes de glace. La température moyenne à la
surface de la Terre était alors plus élevée de 14°C par rapport à aujourd’hui. L’augmentation
régulière du rapport8 Sr/®bSr au cours des derniers 40 millions d’années n’est pas due à une
variation des apports hydrothermaux, car le taux d’expansion des fonds sous-marins est resté
stable durant cette période. Elle est attribuée à l’érosion de l’Himalaya dont la formation a
débuté il y a 40 millions d’années par la collision entre le Tibet et l’Asie (la collision IndeI ibet date de 10 millions d’années). Durant cette période, on assiste à un refroidissement
progressif du climat qui aboutit il y a 6 Ma à des glaciations. La variation du niveau de la mer
qui en a découlé a contribué à établir des conditions extrêmes en Méditerranée (Exercice
d’approfondissement 3).
Les carbonates marins sont également porteurs d’informations sur la température de
1 eau de mer et la taille des calottes polaires grâce aux isotopes de l’oxygène. En particulier,
1 ouverture du passage de Drake il y a 40 millions d’années semble associée à l’apparition
d une calotte de glace sur l’Antarctique grâce à l’isolement de l’Antarctique par le courant
circumpolaire.
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la teneur en CO, atmosphérique et de l’effet de serre. Cela produit un climat plus chaud et
plus humide favorisant l’altération des roches. Enfin, l’augmentation de l’érosion des roches
magmatiques entraîne une baisse du CO, atmosphérique. Ainsi, sur les grandes échelles de
temps, la régulation de l’effet de serre s’établit grâce à l’équilibre entre la production de CO2
par le volcanisme et son piégeage par l’érosion et la sédimentation des carbonates. On associe
la dernière « Terre boule de neige » à la fragmentation du supercontinent Rodinia qui s’est
accompagnée d’une érosion accrue (Donnadieu et al., 2004). Une fois complètement gelée,
la surface de la Terre réfléchit très efficacement le rayonnement solaire et elle est très difficile
à réchauffer. Le retour à la normale ne se fait qu’après une très longue accumulation de CO2
d’origine volcanique dans l’atmosphère qui produit un effet de serre intense permettant le
déclanchement du dégel.
La composition isotopique du Sr marin apporte des contraintes sur l’équilibre volcanisme/
érosion (voir chapitre 4). En effet, la composition isotopique du Sr de l’eau de mer dépend
de l’importance relative de l’érosion des continents qui apporte du Sr très radiogénique
(rapport 87Sr/®6Sr élevé) et du volcanisme qui apporte du Sr peu radiogénique (rapport
H7Sr/8bSr bas) via les fluides hydrothermaux. L’évolution du rapport 87Sr/86Sr au cours des
500 derniers millions d’années est bien établie (Figure 11.5). Elle permet d’illustrer quelques
grandes variations du climat terrestre : la signature peu radiogénique du Sr il y a environ
100 millions d’années correspond à l’importance des apports hydrothermaux dus à la très
forte expansion des fonds sous-marins qui a été estimée pour cette période. A cette époque,
des plantes de climat tempéré et des animaux à sang froid comme les dinosaures habitaient
les régions polaires qui étaient dépourvues de calottes de glace. La température moyenne à la
surface de la Terre était alors plus élevée de 14°C par rapport à aujourd’hui. L’augmentation
régulière du rapport8 Sr/®bSr au cours des derniers 40 millions d’années n’est pas due à une
variation des apports hydrothermaux, car le taux d’expansion des fonds sous-marins est resté
stable durant cette période. Elle est attribuée à l’érosion de l’Himalaya dont la formation a
débuté il y a 40 millions d’années par la collision entre le Tibet et l’Asie (la collision IndeI ibet date de 10 millions d’années). Durant cette période, on assiste à un refroidissement
progressif du climat qui aboutit il y a 6 Ma à des glaciations. La variation du niveau de la mer
qui en a découlé a contribué à établir des conditions extrêmes en Méditerranée (Exercice
d’approfondissement 3).
Les carbonates marins sont également porteurs d’informations sur la température de
1 eau de mer et la taille des calottes polaires grâce aux isotopes de l’oxygène. En particulier,
1 ouverture du passage de Drake il y a 40 millions d’années semble associée à l’apparition
d une calotte de glace sur l’Antarctique grâce à l’isolement de l’Antarctique par le courant
circumpolaire.