“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 89 — #112
i
i
i
i
i
i
i
i
3. L’évolution des climats à l’échelle des temps géologiques
89
tonique des plaques. Mais pour compléter cette théorie, il est nécessaire d’y
associer des contraintes temporelles, pour avoir accès à la vitesse d’ouverture
des dorsales. À la même époque, les géophysiciens Cox et Doell, et le géochimiste Dalrymple établissent le premier calendrier des inversions magnétiques
des 4 derniers millions d’années, en utilisant une nouvelle technique de datation isotopique des éléments potassium et argon. En comparant la polarité
d’aimantation et l’âge des basaltes prélevés en mer et à terre, il apparaît clairement que l’âge de la croûte océanique croît avec la distance à l’axe de la
dorsale. À partir des années 1960, les missions scientifiques DSDP (Deep-Sea
Drilling Project) puis ODP (Ocean Drilling Program) sont lancées avec pour
but de forer les sédiments déposés sur cette croûte océanique. Ces carottes
sédimentaires permettent d’établir des séquences de polarités magnétiques
calées en temps, grâce aux contenus en fossiles, et donc également de caler en
âge les anomalies magnétiques marines. La vitesse d’ouverture des dorsales
océaniques peut enfin être déterminée. En 1968, Heirtzler et son équipe quantifient ainsi la vitesse de l’ouverture de l’océan Atlantique Sud en analysant
une séquence magnétique marine remontant jusqu’au Pliocène (3,35 Ma). Les
âges du plancher océanique sont maintenant déterminés. Dans les années qui
suivent, les paramètres cinématiques de tous les océans sont déterminés l’un
après l’autre et permettent désormais de retracer l’évolution des différents
bassins océaniques. Ces paramètres reflètent les mouvements d’une plaque lithosphérique par rapport à une autre, arbitrairement fixée. Ces mouvements
étant définis sur une surface quasi-sphérique, ils peuvent s’exprimer par un
angle de rotation autour d’un axe passant par le centre de la Terre et défini
par sa longitude et sa latitude de son pôle.
Quittons les océans pour la terre ferme. Au début des années 1950,
quelques scientifiques étudient les directions d’aimantation rémanente des
roches. En tout point du globe, le champ magnétique se définit par un vecteur colinéaire aux lignes du champ. Le champ magnétique de la Terre a
pour origine les mouvements convectifs au sein du noyau terrestre. Celui-ci
est constitué majoritairement (à plus de 90 %) de fer et de nickel liquides, et
de quelques éléments plus légers, comme le silicium, le soufre et l’oxygène. Les
mouvements au sein du noyau conducteur, dans un milieu soumis au champ
magnétique terrestre induisent des courants électriques qui, à leur tour, génèrent un champ magnétique. Le champ magnétique de la Terre fonctionne à
la manière d’une dynamo auto-excitée. Pour compenser les pertes énergétiques
liées à la résistivité électrique du milieu, un apport d’énergie qui provient de
la conversion en chaleur de la dissipation ohmique, de l’énergie gravitationnelle et de la libération de chaleur latente lors de la cristallisation de la graine
solide assure l’équilibre thermique du milieu et permet le fonctionnement de
la géodynamo, ainsi que sa pérennité à l’échelle des temps géologiques. L’aimantation rémanente des roches âgées de 3,5 Ga confirme la présence d’un
champ magnétique dès l’Archéen, mais il est possible que la géodynamo ait
fonctionné peu de temps après la formation du noyau vers 4,5 Ga.
i
i
i
i
i
i
i
i
3. L’évolution des climats à l’échelle des temps géologiques
89
tonique des plaques. Mais pour compléter cette théorie, il est nécessaire d’y
associer des contraintes temporelles, pour avoir accès à la vitesse d’ouverture
des dorsales. À la même époque, les géophysiciens Cox et Doell, et le géochimiste Dalrymple établissent le premier calendrier des inversions magnétiques
des 4 derniers millions d’années, en utilisant une nouvelle technique de datation isotopique des éléments potassium et argon. En comparant la polarité
d’aimantation et l’âge des basaltes prélevés en mer et à terre, il apparaît clairement que l’âge de la croûte océanique croît avec la distance à l’axe de la
dorsale. À partir des années 1960, les missions scientifiques DSDP (Deep-Sea
Drilling Project) puis ODP (Ocean Drilling Program) sont lancées avec pour
but de forer les sédiments déposés sur cette croûte océanique. Ces carottes
sédimentaires permettent d’établir des séquences de polarités magnétiques
calées en temps, grâce aux contenus en fossiles, et donc également de caler en
âge les anomalies magnétiques marines. La vitesse d’ouverture des dorsales
océaniques peut enfin être déterminée. En 1968, Heirtzler et son équipe quantifient ainsi la vitesse de l’ouverture de l’océan Atlantique Sud en analysant
une séquence magnétique marine remontant jusqu’au Pliocène (3,35 Ma). Les
âges du plancher océanique sont maintenant déterminés. Dans les années qui
suivent, les paramètres cinématiques de tous les océans sont déterminés l’un
après l’autre et permettent désormais de retracer l’évolution des différents
bassins océaniques. Ces paramètres reflètent les mouvements d’une plaque lithosphérique par rapport à une autre, arbitrairement fixée. Ces mouvements
étant définis sur une surface quasi-sphérique, ils peuvent s’exprimer par un
angle de rotation autour d’un axe passant par le centre de la Terre et défini
par sa longitude et sa latitude de son pôle.
Quittons les océans pour la terre ferme. Au début des années 1950,
quelques scientifiques étudient les directions d’aimantation rémanente des
roches. En tout point du globe, le champ magnétique se définit par un vecteur colinéaire aux lignes du champ. Le champ magnétique de la Terre a
pour origine les mouvements convectifs au sein du noyau terrestre. Celui-ci
est constitué majoritairement (à plus de 90 %) de fer et de nickel liquides, et
de quelques éléments plus légers, comme le silicium, le soufre et l’oxygène. Les
mouvements au sein du noyau conducteur, dans un milieu soumis au champ
magnétique terrestre induisent des courants électriques qui, à leur tour, génèrent un champ magnétique. Le champ magnétique de la Terre fonctionne à
la manière d’une dynamo auto-excitée. Pour compenser les pertes énergétiques
liées à la résistivité électrique du milieu, un apport d’énergie qui provient de
la conversion en chaleur de la dissipation ohmique, de l’énergie gravitationnelle et de la libération de chaleur latente lors de la cristallisation de la graine
solide assure l’équilibre thermique du milieu et permet le fonctionnement de
la géodynamo, ainsi que sa pérennité à l’échelle des temps géologiques. L’aimantation rémanente des roches âgées de 3,5 Ga confirme la présence d’un
champ magnétique dès l’Archéen, mais il est possible que la géodynamo ait
fonctionné peu de temps après la formation du noyau vers 4,5 Ga.