Dynamique externe de la Terre

Pour rendre un système dynamique, il faut lui donner de l’énergie. Sur Terre, il existe deux ensembles :

• Les enveloppes fluides externes : l'atmosphère et l'hydrosphère, toutes deux misent en mouvement par le Soleil ;
• Et les enveloppes internes de la Terre.

1. Origine de l’énergie externe

La dynamique externe de la Terre a pour origine la chaleur solaire.
Le Soleil envoie de l’énergie produite par des réactions de fusion thermonucléaire, et l’atmosphère terrestre reçoit une quantité d’énergie appelée constante solaire, égale à 1 370 W/m² : c’est la quantité moyenne reçue par la haute atmosphère.

Cette énergie n’est pas répartie uniformément : elle arrive de façon orthogonale à l’équateur et oblique aux pôles, d’où un réchauffement plus intense à l’équateur.

2. Variations saisonnières et circulation atmosphérique

L’énergie reçue varie au cours de l’année car l’axe de rotation de la Terre est incliné sur le plan de l’écliptique.
Ainsi, la quantité d’énergie reçue change entre l’hiver et l’été : c’est l’origine des saisons.

Ces différences thermiques entraînent des différences de pression atmosphérique, provoquant des vents allant des hautes vers les basses pressions.
L’atmosphère cherche à se rééquilibrer, notamment par la circulation atmosphérique et le cycle de l’eau (précipitations, évaporation…).

3. Rôle de l’effet de serre

Les cyclones et autres phénomènes météorologiques nécessitent la présence d’eau liquide, rendue possible par l’effet de serre.
Sans effet de serre, il n’y aurait ni climat, ni vie :

• Température moyenne actuelle : +15°C

• Sans effet de serre : –18°C

4. Circulations atmosphériques globales

L’atmosphère fonctionne selon un système tridimensionnel de cellules de convection :

• Cellules de Hadley (près de l’équateur),

• Cellules de Ferrel (moyennes latitudes),

• Cellules polaires (hautes latitudes).

Ces cellules sont symétriques de part et d’autre de la zone de convergence intertropicale (ITCZ, InterTropical Convergence Zone), influencées par la force de Coriolis.
La zone la plus chaude, dite équateur thermique, reçoit le maximum d’énergie solaire.

5. Couplage atmosphère–océan

L’énergie solaire met en mouvement les masses atmosphériques et, par couplage, les eaux océaniques de surface.
Ces échanges créent des gyres océaniques (grands courants de surface) qui rééquilibrent les différences de température à la surface des océans.

Circulation thermohaline

Les courants profonds sont générés par le contraste entre :

• les eaux froides polaires (plus denses, qui plongent),

• et les eaux chaudes équatoriales (moins denses).

Ce système global forme la circulation thermohaline, particulièrement intense dans l’océan Atlantique, seul océan ouvert du Sud au Nord.
Le temps de résidence d’une particule d’eau y est plus court que dans le Pacifique.

Cette circulation joue un rôle essentiel dans le maintien du climat actuel.

6. Glaciations et paléoclimats

Les glaciations du Plio-Quaternaire correspondent à des cycles glaciaires/interglaciaires.
Une glaciation nécessite une masse continentale en position polaire, comme aujourd’hui avec l’Antarctique.

Les glaciations se traduisent par :

• Une baisse de la température moyenne (–3 à –5°C)

• Une baisse du niveau marin (eau stockée sous forme de glace)

• La formation de terrasses fluviatiles, témoins des six grandes glaciations reconnues.

Preuves isotopiques

Les cycles climatiques sont identifiés grâce à la géochimie isotopique de l’oxygène (^18O et ^16O) dans les coquilles de foraminifères :

• En période glaciaire : plus de ^18O dans les coquilles.

• En période interglaciaire : retour du ^16O dans les océans.

Cycles de Milankovitch

Les variations cycliques de l’insolation terrestre sont régies par trois paramètres orbitaux :

1. Excentricité (forme de l’orbite) : cycles de 400 000 et 95 000 ans.

2. Obliquité (inclinaison de l’axe) : cycle de 41 000 ans.

3. Précession des équinoxes : cycles de 19 000 et 23 000 ans.

La combinaison de ces trois facteurs fait varier l’énergie reçue de 20 à 25 %, expliquant l’alternance des périodes glaciaires et interglaciaires.

7. Érosion et formation des roches sédimentaires

Types d’érosion

L’énergie solaire et l’eau participent à l’érosion des reliefs, processus clé de la dynamique externe.

Érosion mécanique

• Dominante dans les climats tempérés

• Action de l’eau liquide, de la glace et des variations de température

• Produit des particules solides (ex. : arénisation → granite → sable)

Érosion chimique

• Active dans les climats tropicaux chauds et humides

• Dissolution progressive des minéraux selon la séquence d’altérabilité de Goldich (les silicates les plus simples se dissolvent en premier)

• Entraîne la formation de sols et d’argiles

L’eau transporte ensuite les matériaux érodés :

• Transport particulaire (érosion mécanique)

• Transport en solution (érosion chimique)

Autres agents de transport

• Vent : transporte des particules fines sur de longues distances (sables, silts)

• Glace : déplace des blocs erratiques

• Eau : principal agent d’érosion côtière et fluviale

8. Dépôts sédimentaires et diagénèse

Les particules transportées forment des dépôts détritiques :

• Fluviatiles, deltaïques, éoliens, sous-marins, etc.

Les éléments dissous peuvent précipiter, donnant des roches chimiques ou biochimiques, comme les calcaires, dont la formation dépend de la pression partielle du CO? dans l’eau.

Une pression de CO? trop élevée rend l’eau plus acide et dissout les carbonates.

Principales roches et minéraux

• Carbonate de calcium (CaCO?) : réservoir majeur de carbone, base des coquilles vivantes

• Évaporites : issues de l’évaporation d’eaux salées

  • Calcaire → Gypse (CaSO?·2H?O) → Halite (NaCl) → Potasse (KCl)

Ces minéraux ont de nombreuses applications :

• Calcaire → chaux, ciment

• Gypse → plâtre

• Halite → déneigement

• Potasse → engrais

Diagénèse

Les sédiments enfouis subissent une cimentation naturelle et deviennent des roches sédimentaires.
Les argiles sont les plus abondantes, présentes à la fois sur les continents et dans les océans.