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    Spé SVT : Thème 2 - Atmosphère, hydrosphère, climats : du passé à l'avenir

    Vendredi 24 novembre 2017

    Introduction

    Atmosphère et hydrosphère sont des enveloppes fluides de la Terre en interactions permanentes avec la biosphère et la géosphère et sous l’influence de l’énergie solaire. Ces interactions sont à l’origine de l’histoire du climat mondial.

     

     

     

     

     

     

     

    Objectif : comprendre la complexité des interactions contrôlant les climats de la Terre à différentes échelles de temps pour mieux envisager le climat de demain.

     

    Origines des données climatiques récentes

     

    Au jour le jour, nous disposons des données météorologiques fournies par divers appareils (thermomètre, anémomètre, pluviomètre,...) localisés précisément dans le monde et les données satellitales (satellites géostationnaires et à défilement polaire) : il est possible d’effectuer des relevés météo et d’établir au cours du temps les variations de températures et de précipitations.

     

     

     

     

     

     

    Il existe des archives historiques parcellaires sur 2000 ans mais elles sont souvent qualitatives donc peu précises. Il faut donc d’autres données pour remonter le temps.

     

    La paléoclimatologie s’appuie sur la géologie pour la reconstitution des faits, mais pour leur compréhension et leur interprétation, elle fait appel à des disciplines aussi variées que la zoologie, la botanique, la pédologie (étude des sols), la géochimie...

     

    Des données d’origines variées ont permis de retracer les grandes lignes de l’évolution du climat mondial :

    • La formation de l’atmosphère initiale de la Terre et son évolution pendant le précambrien.
    • L'évolution de l'atmosphère et du climat de la Terre sur une grande échelle de temps (depuis le précambrien).
    • L’évolution récente de l’atmosphère et du climat (depuis les 800 000 dernières années).
    • Et demain ?

     

    Quatre parties abordées :

    • I - L'atmosphère initiale de la Terre et son évolution pendant le Précambrien
    • II - L'évolution de l'atmosphère et du climat de la Terre sur une grande échelle de temps (depuis le précambrien)
    • III - L’évolution récente de l’atmosphère et du climat (depuis les 800 000 dernières années
    • IV – Et demain ?

    I - L'atmosphère initiale de la Terre et son évolution pendant le Précambrien

     

    Atmosphère actuelle : document.

     

    gallery/intro
    gallery/meteo_techn

    Apporter la blouse le vendredi 01 décembre

    Vendredi 01 décembre 2017

    Quelles sont les données scientifiques attestant de l’existence d’une atmosphère initiale (primitive) différente de l’atmosphère actuelle ?

     

    A – Caractéristiques de l’atmosphère initiale de la Terre

     

    Activité – Caractéristiques de l’atmosphère initiale de la Terre

     

    Plusieurs données sont utilisées pour déterminer indirectement la composition de l’atmosphère initiale de la Terre :

     

    u Analyse des chondrites et des gaz volcaniques issus du manteau inférieur (points chauds)

     

    Conclusion : voir tableau.

     

    u Estimation par calculs

     

    La pression totale aurait donc été de 1509.1015 / 500.1012 = 3.103 tonnes par m² soit 300 atmosphères (300.105 Pa).

    La pression atmosphérique actuelle étant de 1025 hPa (1.105 Pa), la pression atmosphérique initiale aurait été 300 fois supérieure !

    Pourcentage de CO2 : 124 * 100 / 1509 = 8 % (actuellement elle est de 0,04%).

    Pourcentage de H2O : 1380 * 100 / 1509 = 91 %

     

    u Les dépôts d’uraninite

     

    Dans une atmosphère dépourvue de dioxygène, des filons d’uraninite (UO2), insoluble, ont pu être érodé par les eaux de pluie et donner des sables : ces sables ont pu être transportés et se déposer sous forme de roches sédimentaires détritiques.

    En présence de dioxygène, UO2 est très instable, il s’oxyde et devient UO3alors très soluble et ne se dépose pas.

     

    La présence de dépôts d’uraninite révèle donc une teneur en dioxygène du milieu, au moment du dépôt, plus de 100 fois inférieure à la teneur actuelle. Or, les formations sédimentaires contenant de l’uraninite sont toutes plus âgées que - 2 Ga. De 4,5 à 2 milliards d'années, la teneur en dioxygène dans l’atmosphère était donc nulle ou très faible. 

     

    u Les pyrites (FeS2)

     

    La pyrite en présence d'une atmosphère (ou d'une hydrosphère) oxydante est instable et est détruite. Cela pose le problème de l'existence de galets de pyrite. De tels galets arrondis ont été transportés par des eaux à haute énergie, c'est-à-dire rapides et donc certainement « aérées » par l'agitation et la vitesse du courant (torrent de montagne, vagues déferlantes…). De telles eaux sont en équilibre avec l'atmosphère ; elles sont donc oxydantes et contiennent de l'O2 dissout quand l'atmosphère contient de l'O2 comme actuellement. Les eaux qui ont transporté ces galets de pyrite à l'Archéen n'étaient donc pas oxydantes, et ne contenaient pas d'O2 en solution.

     

    Conclusion : l'atmosphère de cette époque (-2,9 Ga) ne contenait donc (quasiment) pas d'O2.

     

    BILAN

     

    L’atmosphère initiale de la Terre était donc réductrice (absence de dioxygène), riche en eau et en dioxyde de carbone.

     

    • A partir de quand et comment la concentration en dioxygène atmosphérique a-t-elle augmenté ?
    • Comment l’atmosphère initiale s’est-elle appauvrie en CO2 et en H2O ?

                B – L’atmosphère initiale s'est appauvrie en CO2 et en H2O et s’est enrichie en O2

     

    Activité -  L'évolution de l'atmosphère initiale de la Terre

     

    u De l’eau liquide peu de temps après la formation de la Terre

     

    Alors que le système solaire, dont la Terre, a commencé sa formation il y a 4,556 milliards d’années, les plus anciennes preuves de la présence d’eau liquide sur notre planète datent de 4,3 à 4,4 milliards d’années. En 2001, des zircons ont été découverts dans les grès et conglomérats de Jack Hills dans l’ouest de l’Australie datés de 3,3 milliards d’années. Les zircons sont des minéraux quasiment indestructibles. Les zircons retrouvés dans les grés de Jack Hill sont environ âgés de 4,4 Ga. Ces zircons possèdent des inclusions de :

    Ces inclusions sont des minéraux caractéristiques de granites, les principales roches de la croûte continentale.

     

    Le zircon est un minéral qui se forme dans des magmas granitiques riches en eau : température de cristallisation des zircons correspondant à la cristallisation d’un granite hydraté. La formation de ces granites s’est effectuée près de la surface et/ou en surface en présence de beaucoup d’eau liquide.

     

    Conclusion

     

    De l’eau liquide était présente dès 4,3 milliards d’années > la température de l’atmosphère a donc diminué : l’eau atmosphérique s’est condensée en pluies intenses. L’atmosphère s’est donc appauvrie en eau pendant que les premiers océans se formaient.

     

    Remarque : les données actuelles montrent qu’un bombardement météoritique intense autour de 4 milliards d’années a contribué à l’apport d’eau dans l’atmosphère de la Terre.

    gallery/atm_primitive

    Vendredi 07 décembre 2017

     

    Activité -  L'évolution de l'atmosphère initiale de la Terre (suite)

    Bilan : document.

     

    Frise chronologique : ici.

    Vendredi 15 décembre 2017

    II - L'évolution de l'atmosphère et du climat de la Terre sur une grande échelle de temps

     

    Les traces de variations climatiques importantes sont enregistrées dans les roches sédimentaires. On prendra deux exemples d’évolution climatique :

    • Entre le Carbonifère et le Permien.
    • Au cours du Crétacé.

    Activité – Evolution du climat mondial entre le Carbonifère et le Permien

     

    u La limite entre le Carbonifère et le Permien se trouve autour de - 295 Ma.

     

    Les indices paléoclimatiques :

    • Charbon autour de l’équateur, fossiles de fougères arborescentes : climat équatorial
    • Bauxites et latérites près des côtes entre équateur et tropiques : climat tropical côtier
    • Evaporites intracontinentales entre les tropiques : climat aride intracontinental
    • Tillites et blocs isolés, anciennes moraines, stries d’érosion glaciaire dans l’hémisphère sud : super continent recouvert par une grande calotte de glace très étendue.

    Conclusion : glaciation importante dans l’hémisphère sud, forêt arborescente importante au niveau de l’équateur.

     

    Les causes du refroidissement entre le Carbonifère et le début du Permien

     

    • Grandes forêt équatorial pompent du CO2 lors de la photosynthèse : le carbone est alors piégé lors de la formation des gisements de charbon.
    • CO2 piégé par l’érosion de la chaine hercynienne
    • Effet de serre plus faible > augmentation des précipitations neigeuses et diminution de la fonte des neiges

    Conclusion : refroidissement général dû à une diminution importante de la quantité de CO2 atmosphérique.

    Vendredi 12 janvier 2018

    u Le Crétacé : de -135 Ma à – 65 Ma (70 Ma) (Correction)

     

    Les indices paléoclimatiques :

     

    • Disparition totale des calottes polaires au Crétacé supérieur.
    • Répartition de palmiers, arbre à pain et de coraux à des latitudes importantes (60°N et S).
    • Evaporites, bauxites et latérites mondiales.
    • Indice stomatique faible à la fin du Crétacé (3,4%) indique un taux de CO2 important d’environ 446 ppm.

    Conclusion : période de réchauffement dû à un effet de serre de grande ampleur.

     

     

    Les causes du réchauffement au cours du Crétacé

     

    Au cours du Crétacé, on constate l’ouverture de la dorsale atlantique associée à une forte activité des dorsales océaniques : la libération de CO2 par le volcanisme au niveau des rifts entraîne le réchauffement général (10°C de plus que l’actuel).

    Le Crétacé est une période de transgression marine importante : le niveau des mers est monté de 200 à 300 mètres au-dessus du niveau actuel.

     

    Deux causes à cette transgression :

    • La fonte des calottes polaires et des glaciers continentaux a apporté un volume considérable d’eau dans les océans.
    • Le volume de lave émis par la dorsale a « rempli » le fond de l’océan et a fait monter le niveau marin.

    Conséquence : les mers épicontinentales peu profondes se développent. Dans ces mers se déposent des particules calcaires produites par les algues unicellulaires : les coccolithophoridés. Cette accumulation s'est déroulée pendant plusieurs millions d'années (associées à une subsidence des fonds océaniques) expliquant la présence actuelle de falaises (Pays de Caux, falaise d'Etretat). Les conditions climatiques et la transgression marine au Crétacé ont favorisé la formation de dépôts carbonatées dont la craie.

     

    Bilan depuis le précambrien

    Document

     

    III - L’évolution climatique des 800 000 dernières années

     

    La reconstitution l’évolution climatique s’effectue à partir de l’étude de nombreux indices dont les résultats d’analyse concordent.

     

    A – Utilisation des associations faunistiques et floristiques

     

    u Utilisation d’association de fossiles d'animaux

     

    Exemple n°1 - Exemple n°2

     

    Apporter la blouse vendredi 19 janvier

    Vendredi 19 janvier 2018

    u Utilisation d’un diagramme pollinique pour caractériser les variations climatiques

     

    L’objet d’étude de la palynologie est le grain de pollen. Un grain de pollen est constitué de plusieurs cellules  (gamétophyte) destinées à intervenir dans la fécondation. Ces cellules sont enfermées dans une enveloppe complexe constituée de deux parties : schéma.

    • l'intine constituée de polysaccharides est peu résistante et donc non fossilisable,
    • l'exine est formée de sporopollénine (matière organique terpénique polymérisée) qui n'est détruite que par oxydation. Elle est très résistante (imputrescible) et donc fossilisable.

    Cette enveloppe comporte une ou plusieurs ouvertures de forme caractéristique (pores ou sillons) qui permettront le passage du tube pollinique lors de la germination du pollen sur le pistil. Sa surface est en général porteuse d'une ornementation spécifique.

    Un pollen est caractéristique de l'espèce végétale qui l'a produit. Les palynologues doivent identifier plusieurs dizaines, voire centaines de pollens différents dans un échantillon. Ils étudient alors soigneusement la structure de l'exine et l'ornementation de surface. Ils peuvent ainsi déterminer quelles espèces végétales ont émis les grains de pollen présents dans l'échantillon étudié.

    gallery/grain_pollen_schema

    Vendredi 26 janvier 2018

    BILAN

     

    L’étude des associations de pollens fossiles provenant de sédiments lacustres ou de tourbières permet d’établir des diagrammes polliniques ou spectres polliniques. En comparant ces diagrammes à des diagrammes polliniques actuels, il est possible de reconstituer des climats et de déterminer des périodes de refroidissement et des périodes de réchauffement locales.

     

    Transition :

     

    Ces données polliniques restent assez locales et imprécises. Pour obtenir des données climatiques à l’échelle de la planète et sur des centaines de milliers d’années on utilise une méthode physico-chimique.

     

                 B – Les données géochimiques de la glace polaire et des tests de Foraminifères

     

    Les glaces polaires et les tests de Foraminifères permettent de déterminer la succession de périodes glaciaires séparées par des périodes interglaciaires au cours des temps géologiques.

     

    Document : carottage des glaces ou carottage des sédiments marins

     

    Activité - L’utilisation de données géochimiques dans l’étude des variations paléoclimatiques

    Vendredi 02 février 2018

    Les bulles dans la glace polaire

    Les bulles d'air atmosphérique emprisonnées lors de la formation des glaces aux pôles nous renseignent sur la composition de l'atmosphère au moment de la formation de la glace.

     

    On trouve dans ces bulles du CO2 et du CH4 dont on connaît le rôle sur l'effet de serre : ces gaz absorbent les rayonnements infrarouges d'une certaine longueur d’onde et les restituent dans une autre longueur d’onde contribuant à augmenter la température moyenne de l’atmosphère terrestre.

     

    Les données géochimiques fournies d18O, un thermomètre isotopique

     

    Utilisation des carottes de glace

     

    Les investigations climatologiques au pôle Nord (Groenland) et au pôle Sud (Antarctique) se fondent sur l'analyse de « carottes » de glace. Pour cela les paléoclimatologues utilisent des données géochimiques issues d’un thermomètre isotopique. Le thermomètre isotopique est fondé sur l'existence de différents isotopes de l'oxygène et plus particulièrement 18O et 16O. Ces isotopes se retrouvent dans les molécules d'eau. En cas de variations de températures, les comportements de  H218O et de H216O sont différents.

     

    • La molécule H218O est plus lourde que la molécule H216O. Lors des évaporations et des précipitations, il s'opère un fractionnement isotopique. C'est ce fractionnement isotopique qui sert de thermomètre.

    Dans l'eau naturelle (océan, lac, vapeur, glace, etc.), le rapport H218O/ H216O est de l'ordre de 1/500 (0,002). Ce rapport varie extrêmement peu, 1 à 2 % à nos latitudes, 3 à 4 % aux hautes latitudes. On utilise la notation « delta » qui permet d'exprimer ces petites variations. On exprime ces variations en « pour mille » :

     

    • Lorsqu’il y a refroidissement planétaire, les précipitations augmentent entre l’équateur et les pôles : les molécules H218O étant plus lourdes, elles se retrouvent préférentiellement dans les précipitations. La glace polaire s’appauvrit donc relativement en H218O → le d18O de la glace diminue donc en période glaciaire.

     

    • Lorsqu’il y réchauffement planétaire, les précipitations diminuent entre l’équateur et les pôles : les précipitations neigeuses aux pôles sont donc relativement plus riches en H218O. La glace polaire s'enrichit donc relativement en H218O → le d18O de la glace augmente donc en période de réchauffement.

     

    Utilisation des tests de Foraminifères

     

    Il est possible de déterminer également les variations climatiques mondiales à partir de l’étude des tests de Foraminifères benthiques.

    • Les Foraminifères : organismes unicellulaires marins élaborant une « coquille » appelée test. Le test est calcaire (CaCO3) et est formé à partir des éléments chimiques prélevés dans l’eau de mer (dont H218O).

     

    Les d18O des tests de Foraminifères fossiles prélevés dans des carottes de sédiments révèlent donc les variations de température de l’eau de mer dans laquelle vivaient les Foraminifères et donc la température mondiale.

     

    • Quand il fait plus froid (période glaciaire), la calotte polaire s’épaissit au détriment du niveau marin qui diminue : le d18O de l’eau de mer augmente. Donc quand le d18O de l’eau de mer augmente, le d18O des tests de Foraminifères augmente.

     

    • Quand il fait plus chaud (période interglaciaire), la calotte polaire diminue ou disparaît en faveur du niveau marin qui augmente : le d18O de l’eau de mer diminue. Donc quand le d18O de l’eau de mer diminue, le d18O des tests de Foraminifères diminue.

    C - Les causes des variations climatiques depuis 800 000 ans

     

    Les causes des glaciations et périodes chaudes résident à la fois dans l'astronomie et la géophysique :

    On songe en premier lieu à l’environnement de la Terre, c’est-à-dire ses relations avec le Soleil. En effet, notre étoile évolue et son activité fait varier sa luminosité, ce qui affecte directement la température de notre planète. Il y a 400 millions d’années, la constante solaire était inférieure à sa valeur actuelle de 4.%. Or, nous ne connaissons pas l’importance relative de l’activité solaire par rapport à une variation de CO2. Certains modèles doivent surestimer la constante solaire. Pour d’autres, ce serait l’inverse.

    L'astronome serbe Milutin Milankovitch développa une théorie entre 1920 et 1941 : théorie faisant appel aux variations de trois paramètres orbitaux de la Terre responsables de l'alternance des périodes glaciaires et des périodes chaudes.

    1 - L’effet astronomique dans l’alternance des périodes glaciaires et des périodes interglaciaires

     

    Animation flash

    Document : comprendre comment la Terre entre en période glaciaire et comment elle en ressort.

     

    • Excentricité de la trajectoire (0 à 6 %) avec des périodes de 400 000 ans et 100 000 ans
      • Quand excentricité = 0 : quantité d’énergie solaire reçue identique toute l’année
      • Quand excentricité = 6 % : quantité d’énergie solaire reçue variable avec un minimum quand la distance Terre-Soleil est maximale (actuellement : e=1,7%).
    • Obliquité de l’axe d’inclinaison de la Terre (22° à 25°) avec une période de 41 000 ans (obliquité actuelle de 23°30)
      • Quand angle faible : saisons peu contrastées
      • Quand angle important : saisons contrastées
    • Précession des équinoxes : mouvement complexe qui résulte de la combinaison de deux mouvements de rotation :
      • Mouvement circulaire au cours du temps de l’axe de rotation de la terre autour d’un axe perpendiculaire au plan de l'écliptique (cf. toupie) : période théorique de 26 000 ans
      • Mouvement de rotation de l’orbite de la Terre qui tourne également autour du Soleil : la période est alors ramenée à 22 000 ans.

    La combinaison des 3 paramètres astronomiques modifie la distance Terre-Soleil et donc modifie la quantité d’énergie solaire reçue aux différentes latitudes : le contraste entre les saisons varie.

     

    Bilan

     

    Une période glaciaire s'installe dans hémisphère N quand l'obliquité a une valeur réduite, inférieure à 23° et le périhélie est en hiver (hiver doux, été frais) : les saisons sont alors peu contrastées. La neige tombée pendant les hivers doux fond peu pendant les étés doux et s'accumule.

    NB : L'excentricité ne semble pas jouer un rôle essentiel.

     

    Une période plus chaude s'installe lorsque les saisons contrastées (période interglaciaire ou réchauffement ponctuel lors des périodes glaciaires).

     

    Théorie de Milutin Milankovitch :

     

    • Alternance de périodes glaciaires et de périodes interglaciaires.
    • Rythme de glaciation tous les 100 000 ans.
    • Changements climatiques suivant les périodes de 43 000, 24 000 et 19 000 ans.

     

    La dernière grande glaciation a connu son maximum il y a 22 000 ans, les températures étaient inférieures d'environ six degrés à celles actuelles et on peut s'attendre à un retour de la glace dans plusieurs dizaines de milliers d'années.

    Vendredi 09 février 2018 

     

     

     

     

     

     

     

     

     

     

     

    gallery/age-de-glace

    Vendredi 09 février 2018 

     

    Les seules variations de l’ensoleillement n’expliquent pas l’amplitude observée des variations de la température et donc n'expliquent pas l’amplitude des périodes glaciaires et des périodes de réchauffement.

     

                         2 – L’effet « rétroaction » positive de l’albédo et de la solubilité du CO2

     

    Activité - Solubilité du CO2 et albédo : deux paramètres amplifiant le réchauffement ou le refroidissement planétaire

     

    Bilan

     

    Cas d'un refroidissement déclenché par les variations des paramètres orbitaux de la Terre

     

    • la dissolution du CO2 dans les eaux froides augmente : la concentration atmosphérique en CO2 diminue et avec l’effet de serre. L’effet de serre diminuant, la température globale de la planète diminue ce qui augmente la solubilité du CO2 on a alors une rétroaction positive, un mécanisme amplificateur du refroidissement initial induit par les modifications des paramètres orbitaux.

     

    • La surface des calottes polaires augmente au détriment des surfaces non glacées : la quantité d’énergie solaire réfléchie par la glace augmente au détriment de la quantité d'énergie solaire absorbée par les surfaces non glacées. L'albédo global de la Terre augmente et la Terre se refroidit. Ce refroidissement contribue à augmenter la surface des calottes polaires et donc à augmenter l’albédo... on a alors une rétroaction positive, un mécanisme amplificateur du refroidissement initial induit par les modifications des paramètres orbitaux.

     

    Cas d'un réchauffement déclenché par les variations des paramètres orbitaux de la Terre

     

    • la dissolution du CO2 diminue et le CO2 dissous aura tendance à passer dans l’atmosphère : la concentration atmosphérique en CO2 augmente alors et avec l’effet de serre. L’effet de serre augmentant, la température globale de la planète augmente ce qui diminue la solubilité du CO2…   on a alors une rétroaction positive, un mécanisme amplificateur du réchauffement initial induit par les modifications des paramètres orbitaux.

     

    • La surface des calottes polaires diminue en faveur des surfaces non glacées : la quantité d’énergie solaire réfléchie par la glace diminue en faveur de la quantité d'énergie solaire absorbée par les surfaces non glacée. L'albédo global de la Terre diminue et la Terre se réchauffe. Ce réchauffement contribue à diminuer la surface des calottes polaires et donc à diminuer l’albédo... on a alors une rétroaction positive, un mécanisme amplificateur du réchauffement initial induit par les modifications des paramètres orbitaux.