Plan du chapitre

TP 18 – Sujets ECE en lien avec ce chapitre

à venir (après les passages individuels

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Introduction

D’environ 1°C en 150 ans, le réchauffement climatique observé au début du XXIe siècle est corrélé à la perturbation du cycle biogéochimique du carbone par l’émission de gaz à effet de serre liée aux activités humaines. 

Ce réchauffement du système climatique terrestre entraine des bouleversements dans les écosystèmes naturels et dans les sociétés humaines.

Pour prendre du recul et mesurer les variations actuelles du climat, nous allons reconstituer et chercher à comprendre la dynamique des variations climatiques passées.

Problématique

Comment reconstituer les variations climatiques passées ? Quelles ont été les causes de ces variations  ?

Pour bien se repérer dans le temps, nous allons nous intéresser à quatre périodes des temps géologiques :

  • La période du quaternaire (dernière période de l’ère cénozoïque) qui va de l’actuel  à ~2.5 Ma  ;
  • L’ère cénozoïque qui va de l’actuel à ~65 Ma ;
  • L’ère mésozoïque qui va de ~65 Ma  à ~250 Ma;
  • L’ère paléozoïque qui va de ~250 Ma à  ~540 Ma.

Nous n’étudierons pas en détail les variations climatiques plus anciennes correspondant au protérozoïque et à l’archéen.

Echelle des temps géologiques simplifiée (modifié depuis Le Livre Scolaire)

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Une version dynamique de l’échelle des temps géologiques :

I – Les  variations climatiques au quaternaire

IA  – Mise en évidence d’une période glaciaire entre -120 000 et -11 000 ans (glaciation du Würm)

Pour étudier le climat du quaternaire  on s’appuie sur une série d’indices/archives :

  • Les indices géologiques : des roches et des structures formées par des glaciers : moraines glaciaires (roches formées par l’activité érosive des glaciers), des blocs erratiques, roches moutonnées, stries glaciaires, vallées en auge, lacs glaciaires et cirques glaciaires.
    L’étude de ces structures et des paysages en France montrent qu’à cette période, les glaciers alpins étaient beaucoup plus étendus (l’une des langues du glacier alpin descendait jusqu’à l’actuel ville de Lyon).
  • Les indices préhistoriques : des peintures rupestres d’animaux sauvages donnent des indices de la faune que côtoyaient les hommes au paléolithique. Ainsi dans la grotte Chauvet (Ardèche) ou dans la grotte Cosquer (Bouches-du-Rhône),  on trouve des peintures datées entre -20000 et -40000 ans représentant des animaux typiques de la toundra et de climats froids et secs (équivalents de l’actuel Sibérie). Ils ont représenté des bouquetins, des cervidés, des mammouths, etc.
  • Les indices géochimiques : l’étude de rapports isotopiques  comme le  δ 18O , le δD ou le δ13C mesurés dans les glaces ou dans les coquilles de certains organismes marins (foraminifères par exemple) apporte également un grand nombre d’indications sur le climat passé (voir encart).  Entre -11000 ans et -120000 ans, on constate une diminution du δ 18O de la glace, ce qui témoigne d’un refroidissement global du climat.
  • Les indices paléo-écologiques : les indices laissés par la faune ou la flore donnent des indications sur le climat. Par exemple, l’étude des pollens (palynologie) permet de reconstituer la végétation et le climat de différents époques.
    L’étude des pollens de tourbières met en évidence un changement de la végétation aux alentours de -11000 ans. On passe d’une végétation typique de climats froids (toundra : conifères en abondance, peu de feuillus ; taïga : herbacées) à une végétation de climats plus tempérés (forêt tempérée : chêne, hêtre, noisetiers).
Figure : utilisation des diagrammes polliniques pour reconstituer les variations climatiques passées

Au cours du Quaternaire, on constate donc en France, un climat plutôt tempéré de l’actuel à -11000 ans et un climat plus froid entre -11 000 ans et -120 000 ans (glaciation dite du Würm).

L’étude plus globale du quaternaire, et notamment l’étude des indices géochimiques, montre, une alternance de périodes glaciaires et interglaciaires entre l’actuel et -800 000 ans. Comment expliquer cette alternance climatique ?

Encart – Les mesures du δ 18O et leur intérêt pour la reconstitution des climats passés

Pour utiliser les donner glaciologiques en climatologie, Il faut de mesurer la composition isotopique δ18O de la glace pour avoir une idée de la température moyenne atmosphérique au moment de la formation de la glace.

La relation entre δ 18O  et température est liée à un fractionnement isotopique entre l’oxygène lourd 18O et l’oxygène léger 16O au moment de la condensation de la vapeur d’eau en pluie ou en glace : lorsque la température atmosphérique diminue, le H218O se condense plus facilement que H216O. Les nuages s’appauvrissent en 18O et le δ18O des précipitations du moment sont enrichies en 180. Le nuage étant appauvri, les précipitations suivantes issues de ce même nuage auront donc un δ18O plus faible.

Une animation sur le delta 18O (déplace les indicateurs de delta 18O pour connaitre leurs variations dans l’atmosphère et dans les foraminifères) :

IB  – Les variations climatiques du quaternaire : des alternances de périodes glaciaires/interglaciaires liées aux paramètres orbitaux de la Terre

L’étude des rapports isotopiques dans les glaces de l’Antarctique et d’autres indices convergent pour montrer une alternance de périodes glaciaires/interglaciaires depuis 800 000 ans au cours du Quaternaire.

L’astronome Milutin Milankovitch a proposé une explication astronomique à ces variations climatiques. Cette théorie, dite théorie astronomique du climat, est aujourd’hui acceptée par la communauté scientifique. Les variations climatiques observées au quaternaire seraient liées au variations cycliques de trois paramètres astronomique :

  • L’excentricité de l’orbite terrestre (cycle de 100 000 ans) ;
  • La précession de l’axe de rotation (cycle de 26 000 ans) ;
  • L’obliquité (cycle de 41 000 ans) ;
Présentation des paramètres astronomiques de Milankovitch (source : climate.nasa.gov)

Les variations des paramètres orbitaux modifient l’énergie solaire reçue à la surface de la Terre et influencent donc le climat.

Ces variations sont ensuite amplifiées par des boucles de rétroactions positives et négatives :

  • La formation de glace augmente l’albédo, les sols absorbent moins de rayonnement et se refroidissent, ce qui favorise la formation de glace, etc. Lors d’un réchauffement, le phénomène inverse se produit.
  • Lors d’une entrée en glaciation, le refroidissement de l’océan entraîne une augmentation de la solubilité du CO2, l’océan capte une partie du CO2 atmosphérique, cela limite l’effet de serre et entraîne un refroidissement, etc.

A l’échelle des temps géologiques, les variations du climat observées au quaternaire sont des variations plutôt rapides. Quelles sont les variations climatiques à plus grande échelle, au cours des grandes ères géologiques notamment ?

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II – Les  variations climatiques au Cénozoïque

IIA  – Mise en évidence d’un refroidissement global au cours du Cénozoïque

L’étude des glaces ne permet pas d’étudier des variations de plus d’1Ma. Pour étudier les variations climatiques au Cénozoïque (actuel à -65 Ma), les scientifiques utilisent donc divers indices :

  • Les indices géochimiques : dans les sédiments marins, on étudie notamment le δ 18O  des sédiments marins pour connaître les températures océaniques mais aussi le δ 13C pour évaluer la teneur en CO2 de l’atmosphère ;

L’étude du δ 18O montre un refroidissement global au cours du Cénozoïque et l’étude du δ 13C montre une diminution de la quantité de CO2 atmosphérique. Au cours du Cénozoïque, on a donc un refroidissement lié à une baisse de l’effet de serre.

  • Les indices géologiques : l’altération des roches et le transport des particules sédimentaires, puis leur dépôt et la formation de roches sédimentaires peuvent être fortement influencés par les conditions climatiques.

Par exemple, la bauxite et les latérites (roches rouges, oxydés) se forment sous des climats plutôt chauds, de même que les charbons (liés à l’accumulation rapide de matière organique). Les tillites, des dépôts glaciaires témoignent de climats plus froids. L’étude de la répartition et de l’âge de ces roches donnent des indices sur les climats passés.

Les géologues étudient aussi les dépôts sédimentaires sur les marges et notamment la nature des sédiments (composition et nature des argiles) et en déduisent des informations sur le climat et l’altération des sols.

L’étude de la limite Eocène-Oligocène (~34Ma) dans les sédiments de la marge passive atlantique aux USA montre un passage de sédiments carbonatés riches en foraminifères à des boues riches en argiles. L’étude des argiles au niveau de cette limite montre un refroidissement du climat et une augmentation de l’érosion des continents. Ces données sont concordantes avec les études géochimiques.

  • Les indices paléoécologiques : l’étude des pollens nous renseigne sur les climats et l’étude de l’abondance des stomates à la surface des feuilles fossiles nous renseigne sur le taux de CO2 atmosphérique.

L’étude des stomates notamment sur les végétaux du genre Gingko permet de mettre en évidence une diminution de la quantité de CO2 atmosphérique au cours du Cénozoïque.

Figure : utilisation de l’indice stomatique pour estimer l’évolution passée du CO2 atmosphérique

Plus qu’un seul type d’indice, c’est l’analyse de l’ensemble des indices climatiques qui nous renseigne sur l’évolution du climat au cours du Cénozoïque. Ces indices montrent un refroidissement global depuis 65 Ma avec une englaciation des pôles. Ce refroidissement n’est pas régulier, la courbe des températures a ainsi une allure en « marches d’escalier ».

Quelles sont les hypothèses pour expliquer ce refroidissement du climat au cours du Cénozoïque ?

IIB  – Les causes possibles du refroidissement Cénozoïque : liens entre la tectonique des plaques et variations climatiques

Pour expliquer la mise en place progressive d’un climat plus froid et de pôles englacés au cours du Cénozoïque, les scientifiques proposent des hypothèses faisant intervenir deux mécanismes liés à la tectonique des plaques :

  1. La formation de chaînes de montagnes ;
  2. L’ouverture de passages océaniques autour de l’Antarctique, permettant la mise en place d’un courant circumpolaire ;

La formation de chaînes de montagnes (1), notamment en Himalaya-Tibet et dans les Alpes entraîne une augmentation des processus d’érosion et d’altération. Ces processus érosifs consomment du CO2 atmosphérique et entraîne un stockage du carbone dans les roches. Les équations bilans simplifiées de ces mécanismes sont présentées dans le schéma ci-dessous :

La formation de chaînes de montagnes au cours du Cénozoïque sont donc l’une des causes probables de la diminution du CO2 atmosphérique, de la diminution de l’effet de serre et du refroidissement global.

L’autre cause probable du refroidissement climatique du Cénozoïque est l’ouverture de passages entre l’Antarctique et l’Amérique du Sud (passage de Drake) et l’Antarctique et l’Australie (passage de Tasmanie), permettant la mise en place d’un courant circumpolaire. Ces ouvertures seraient liées à l’activité des dorsales océaniques et donc aux mouvements tectoniques des plaques.

L’ouverture de ces passages auraient permis la mise en place de courants circumpolaires avec plusieurs conséquences climatiques :

  • L’isolement thermique de l’Antarctique, qui n’est plus réchauffé par des courants marins chauds en provenance des basses latitudes ;
  • L’activation de la circulation océanique thermo-haline qui a pour effet de séquestrer une partie du carbone océanique et des calories (chaleur) en profondeur, régulant ainsi le climat mondial ;

Document – Reconstruction paléogéographique et océanographique autour de l’Antarctique depuis 86 Ma jusqu’à l’actuel

Encart – La circulation océanique et le climat

La circulation océanique joue un rôle clé dans la régulation du climat, en assurant le stockage et le transport de chaleur, de carbone, de nutriments et d’eau douce à travers le monde. Des mécanismes complexes et variés expliquent cette circulation et définissent ses propriétés à court et long terme.

La circulation océanique est contrôlée par de nombreux paramètres : vents, températures de l’eau et de l’air, salinité, géométrie océans/continents, etc.

Aux différentes époques géologiques, des modifications de la circulation océanique de surface mais surtout de la circulation océanique profonde (circulation dite « thermohaline ») ont pu jouer un rôle important dans les variations climatiques.

Au début du Cénozoïque, le climat mondial est plutôt chaud, qu’en est-il avant, au Crétacé et plus généralement au Mésozoïque ?

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III – Les  variations climatiques au Mésozoïque

IIIA  – Mise en évidence d’un climat plutôt chaud au cours du Mésozoïque et notamment au cours du Crétacé

Pour reconstituer le climat du Mésozoïque, les scientifiques utilisent globalement les mêmes indices : géochimiques (δ 18O  et δ 13C), géologiques (variation du niveau marin, formations sédimentaires) et paléoécologiques (pollens, indice stomatique).

En s’appuyant sur ces indices, les climatologues ont construit un modèle nommé GEOCARB basé sur le lien entre cycles du carbone et climats et ils peuvent comparer ce modèle aux autres indices sur le climat (voir figure ci-dessous).

Ces indices mettent en évidence un réchauffement du climat mondial pendant le Mésozoïque avec un maximum atteint au Crétacé.

A cette époque, le niveau élevé de dioxyde de carbone atmosphérique entraine un effet de serre intense et un forçage climatique positif entrainant un réchauffement climatique.

Ces données vont dans le même sens que les études sur le niveau marin qui aurait été très élevé au Crétacé (entre 100 et 200 m de plus que le niveau marin actuel).

Des études récentes de forage dans les sols, sous les glaces de l’Antarctique, ont mis en évidence qu’au Crétacé le pôle sud n’était pas englacé, mais plutôt recouvert de végétation forestière (comparable à celle de la Nouvelle-Zélande actuelle). Remarque : au Crétacé supérieur le bassin Parisien est recouvert par une mer peu profonde (~300 m de profondeur). A cette latitude les températures moyennes sont élevées et favorisent le développement de microorganismes à tests calcaires (coccolithophoridés) dont l’accumulation forme les couches de craies du Crétacé du Bassin Parisien.

IIIB  – Les causes possibles du réchauffement climatique du Crétacé

La principale hypothèse évoquée pour expliquer l’augmentation de la température pendant le Mésozoïque et notamment pendant le Crétacé, est une augmentation de l’activité des dorsales océaniques et de l’activité volcanique. Celle-ci entraîne une forte libération de dioxyde de carbone, un fort effet de serre et un réchauffement du climat.

Encart – Le Crétacé, principale époque de formation des réserves pétrolières mondiales  

Le climat chaud et la forte croissance de la biomasse marine au cours du Crétacé expliquent la forte accumulation de matière organique dans les sédiments marins. Le Crétacé est l’époque où s’est formée une grande partie des réserves de pétrole et de gaz mondiales exploitées depuis le 20ème siècle.

Cette séquestration de carbone dans les sédiments n’est cependant pas suffisante pour faire diminuer suffisamment le CO2 atmosphérique et refroidir le climat.

Source : https://www.ndstudies.gov/

Les indices étudiés par les scientifiques permettent d’étudier les changements climatiques pendant l’ère paléozoïque, comment les interprète-t-on ?

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IV – Les  variations climatiques au Paléozoïque

IVA  – Mise en évidence d’un refroidissement au Carbonifère-Permien

Pour l’étude du climat du Paléozoïque, on utilise à nouveau les mêmes indices (et les mêmes documents voir figure de la partie III).

On constate en étudiant les différents indices que jusqu’au Dévonien un climat chaud règne sur Terre, parfois chaud et sec (présence de roches de type évaporites). Ensuite, au Carbonifère- Permien, un important refroidissement climatique se produit. Il y a la formation probable d’une calotte au pôle Sud, tandis qu’à l’équateur règne un climat tropical humide.

Remarque : parmi les indices de la présence d’une calotte, on peut citer les traces géologiques de glaciations (tillites, roches striées) utilisées par Alfred Wegener comme argument à l’existence d’un supercontinent au Carbonifère- Permien (fin du paléozoïque).

Quelles sont les hypothèses pour expliquer ce refroidissement au Carbonifère-Permien ?

IVB  – Les causes possibles du refroidissement Carbonifère-Permien

Les scientifiques évoquent deux principaux phénomènes ayant pu causer une séquestration du carbone pendant cette période, aboutissant à une diminution de l’effet de serre :

  1. La formation de la chaîne Hercynienne puis son érosion/altération : comme on l’a vu précédemment, l’érosion des silicates entraîne un piégeage du carbone atmosphérique ;
  • Une importante formation de biomasse et son stockage sous forme de roches carbonées : aux basses latitudes il règne un climat chaud et humide propice à la végétation et à la formation de biomasse.

Encart – Le Carbonifère-Permien, principale époque de formation des réserves de charbon mondiales

Le climat chaud à l’Equateur et la forte croissance de la biomasse terrestre (forêts tropicales humides) au cours du Carbonifère-Permien expliquent la forte accumulation de matière organique dans les sédiments continentaux. Le Carbonifère-Permien est l’époque où se sont formées une grande partie des réserves de charbon mondiales exploitées depuis le 19ème siècle.

Cette séquestration de carbone dans les sédiments est l’un des causes probables à la baisse du CO2 atmosphérique et au refroidissement du climat.

Source : https://www.ndstudies.gov/

Conclusion

On a pu voir au cours de ce chapitre que l’étude corrélée de nombreux indices permet de reconstituer les climats du passé de l’époque actuelle jusqu’à plusieurs centaines de millions d’années. Il est urgent d’utiliser ses connaissances sur les climats anciens pour mieux comprendre l’évolution actuelle du climat mondial et mieux en appréhender les conséquences.

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Voici quelques exemples possibles de sujets de bac sur ce chapitre :

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