Chapitre 3 : L’évolution climatique à l’échelle de l’histoire de la Terre





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date de publication12.05.2017
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Atmosphère, hydrosphère, climats : du passé à l’avenir Chapitre 3

CHAPITRE 3 : L’évolution climatique à l’échelle de l’histoire de la Terre.


Les variations survenues au cours des 800 000 dernières années s’inscrivent dans des variations de plus grande ampleur. Depuis 4,55 Ga des périodes chaudes alternent avec des périodes froides.

I. L’atmosphère primitive et son évolution p 85

  1. Formation de l’atmosphère.


La Terre, comme toutes les planètes du système solaire s’est formée il y a 4,56 Ga par accrétions d’objets cosmiques (doc 2 p 85).

A la suite de cet intense bombardement météoritique, une planète en fusion s’est peu à peu structurée vers 4,4 Ga. En se refroidissant, la Terre magmatique s’est différenciée : les éléments se sont répartis en fonction de leur densité. Les enveloppes concentriques se sont ainsi mises en place : noyau, manteau, croûte et atmosphère.

L’atmosphère terrestre est ainsi formée des éléments les moins denses que la Terre a pu retenir du fait de sa masse et de sa distance au Soleil.

L’atmosphère terrestre s’est formée par dégazage intense et précoce du manteau (probablement dans les 100 premiers millions d’années qui ont suivi l’accrétion terrestre). Ce dégazage s’est poursuivi par la suite mais d’une manière lente et continue.

L’analyse des gaz des chondrites ainsi que des gaz des inclusions contenues dans les roches volcaniques profondes (doc 3 p 85) montre que l’atmosphère initiale était riche en eau, en dioxyde de carbone, en diazote et en dioxyde de soufre mais elle était dépourvue d’oxygène.

http://3.bp.blogspot.com/-bfiemjmg-_q/uerkzwzv4yi/aaaaaaaakww/o-h7jfdsg0k/s1600/evol+de+la+composition+de+l%27atmosp.png


La température ambiante diminuant après la phase d’accrétion, on pense qu’une partie de la vapeur d’eau initiale s’est condensée en pluies diluviennes. Cette eau liquide s’est mêlée à celle apportée par les météorites pour former les premiers océans.
  1. Chute de la concentration en CO2 atmosphérique.


Le piégeage du CO2 atmosphérique a pu commencer avec les premiers océans : le CO2 gazeux est soluble dans l’eau liquide. Le refroidissement a accentué cette solubilité. Voir Annexe 1. Il s’est en partie dissous dans les océans sous forme d’hydrogénocarbonates HCO3- .

  • Le premier mécanisme consommateur de CO2 est l’altération de roches magmatiques continentales composées de silicates. Les ions Ca2+ et HCO3- libérés sont lessivés et précipitent sous l’action d’êtres vivants sous forme de carbonates dans les océans (ils forment leur coquille calcaire = tests des foraminifères, récifs coralliens)http://2.bp.blogspot.com/-zsf4lot0rl8/ueskbbu7x_i/aaaaaaaakys/2ceeuljqgag/s1600/dissolution.png



Même si la précipitation d’un carbonate libère 1 CO2, le bilan global de l’altération des roches est le piégeage du CO2 atmosphérique sous forme de roches carbonatées.

  • Le deuxième mécanisme consommateur de CO2 est la photosynthèse.

Une plante est une usine à stocker de l'énergie sous forme de glucides par la photosynthèse. Par fossilisation ces plantes se transforment en hydrocarbures, houilles ou pétroles. Les mines de charbon sont le témoin de ce piégeage du CO2 par la matière organique. Lorsqu’on utilise aujourd'hui les combustibles fossiles, on renvoie dans l'atmosphère le CO2 qui a été piégé par la plante.

  1. Evolution de l’oxygène atmosphérique.


L’atmosphère actuelle est très oxydante. On peut situer la transition entre atmosphère réductrice et atmosphère oxydante en étudiant la distribution temporelle des BIF (formations de fers rubanés, principaux gisements de fer actuels). Ils sont datés de -4 à -2,5 Ga. Ces énormes quantités de fer ont été apportées par des eaux douces continentales avant de précipiter en milieu océanique.

On sait que le fer est soluble dans des eaux désoxygénées (Fe2+) et précipite en hydroxyde ferrique (Fe3+quand les eaux sont chargées en O2.

Ainsi, avant 2,2 Ga, il n’y a pas d’O2 dans l’atmosphère (sinon le fer n’aurait pas pu être transporté par les eaux douces) et en revanche il y a du O2 dans l’océan (sinon il n’y aurait pas eu de précipitation).

A partir de -2,2 Ga des formations sédimentaires nouvelles apparaissent. Les paléosols rouges sont riches en hématite (oxyde de fer Fe2O3). Cela montre que les ions Fe2+ issus de l’altération des continents pouvaient alors être oxydés avant d’atteindre l’océan ; il n’y a plus de fers rubanés, il n’est plus transporté, il précipite en milieu continental. L’atmosphère est devenue oxydante

Du dioxygène est produit dans les océans à partir de -4 Ga, d’abord piégé, il n’apparait dans l’atmosphère qu’à partir de -2,2 Ga. L’atmosphère est devenue oxydante il y a 2,2 Ga.
  1. L’évolution de l’atmosphère et celle de la vie sont liées.


Des fossiles très anciens, les stromatolites, suggèrent que vers -3,5 Ga, des êtres vivants procaryotes, proches des cyanobactéries actuelles, étaient présents sur la Terre. Ces êtres étaient capables de réaliser la photosynthèse qui libère de l’O2. Ces bactéries fossilisées pourraient donc être les premiers producteurs de dioxygène dans l’océan.i:\paul bert 6ème\partie iv diversité parenté unité êtres vivants\collection ville004.jpg

II Evolutions climatiques à l’échelle du milliard d’années.



Quelles ont été les variations climatiques des climats lointains et comment les expliquer ?

  1. La reconstitution des climats très anciens


Les données permettant la reconstitution des climats du passé lointain sont peu nombreuses, parfois difficilement accessibles et imprécises.

Les archives paléoclimatiques disponibles sont essentiellement les roches sédimentaires dont la formation est liée au climat

(on considère que les conditions de formation des roches connues actuellement peuvent s’appliquer au passé ; c’est le principe de l’actualisme) :

  • les évaporites sont ainsi caractéristiques d’un climat chaud et aride,

  • les roches d’altération comme les latérites ou bauxites indiquent un climat tropical humide en milieu continental, p 92-93

  • les tilites (blocs plus ou moins gros de roches transportés par les glaciers) et les traces d’érosion glaciaire sont caractéristiques d’un climat très froid (installation d’une calotte glaciaire). P 92-93

Le contenu en fossiles des roches sédimentaires permet également d’apprécier les climats :

  • la présence de coraux fossiles indique ainsi un climat tropical en milieu marin, mers chaudes. P 91

  • Les fossiles de fougères arborescentes indiquent un climat tropical très humide et chaud, elles sont à l’origine des charbons.

Ces marqueurs ont permis de savoir qu’au cours des 600 derniers millions d’années, 3 refroidissements climatiques se sont produits, marqués par la formation d’importantes calottes glaciaires, comme lors de la période du permo-carbonifère. Ces périodes froides ont alterné avec des périodes chaudes comme au Crétacé supérieur où la Terre est entièrement dépourvue de glaces.





  1. Les mécanismes des variations climatiques aux grandes échelles de temps.


Activité 6 p 94-95

A l’échelle des temps géologiques, le cycle du carbone est simple et repose sur le transfert du carbone entre trois réservoirs principaux : les roches carbonatées (calcaires…), les matières organiques fossiles (charbon, pétrole…) et le manteau terrestre. Les variations climatiques, corrélées au taux de CO2 atmosphérique, dépendent du flux de carbone entre ces différents réservoirs ;

Ainsi toute modification de ces flux entraîne un changement climatique.

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Les périodes d’intense activité volcanique sont aussi les périodes de fortes productions de CO2, augmentation effet de serre, augmentation température globale.

La formation de chaînes de montagne va entraîner augmentation de l’altération des silicates. Donc plus de Ca2+ et de HCO3-. Donc augmentation de la précipitation des carbonates (sédimentation carbonatée) …Plus de CO2 piégé, donc effet de serre ↘ et climat qui se refroidit globalement.

Présence de forêts luxuriantes, fossilisation du carbone organique qui ne retourne pas dans l’atmosphère par décomposition, donc ↗piégeage du carbone, ↘effet de serre, climat qui se refroidit globalement (même si forêt tropicale dans un climat localement chaud et humide).

Tous les mécanismes permettant le piégeage ou la libération de CO2 dans l’atmosphère sont à l’origine des variations climatiques globales.

Les déplacements lithosphériques peuvent aussi intervenir dans les variations climatiques locales :

Au carbonifère et au Permien, les continents sont regroupés au niveau du pôle Sud, ce qui est favorable à la mise en place d’une calotte glaciaire (marquée par la présence de tillites, moraines, et stries glaciaires en Amérique du Sud, Afrique du Sud, Australie, Inde et Antarctique) : l’albédo global est augmenté et la température terrestre diminue donc. Période froide.

Or la France se trouve à des latitudes proches de l’équateur comme l’attestent les traces de forêts très importantes caractéristiques d’un climat tropical chaud (bois fossilisés, charbon) ou les coraux trouvés dans les terrains de la période carbonifère. Donc localement le climat était tropical à cause du déplacement d’une plaque lithosphérique vers l’Equateur même si globalement le climat mondial était plutôt froid.

Schéma bilan p 98







La diminution du CO2 atmosphérique.

Au Carbonifère, l’étude des paléosols montre que c’est à cette période que le CO2 atmosphérique a été le plus faible dans l’histoire de la Terre : l’effet de serre diminue et donc favorise la glaciation.

Cette diminution du taux de CO2 atmosphérique a plusieurs origines :

  • Les conditions climatiques régnant aux alentours de l’équateur sont propices à la croissance importante de la végétation qui pompe du CO2 de l’atmosphère ; des dépôts de charbon se forment massivement et piègent ce CO2 qui ne retourne pas à l’atmosphère.

  • A cela s’ajoute l’importante altération de la chaîne de montagne hercynienne qui a pour effet de retirer du CO2 de l’atmosphère (cf. infra). L’effet de serre à cette époque diminue et induit un climat plus froid avec des précipitations neigeuses aux hautes latitudes qui ne fondent pas et permettent l’installation d’une calotte glaciaire.


Les mécanismes des variations climatiques aux grandes échelles de temps impliquent des variations importantes dans la teneur en gaz à effet de serre de l’atmosphère. Les deux exemples précédents illustrent deux mécanismes qui expliquent des variations importantes de la quantité de CO2 dans l’atmosphère : le piégeage de la matière organique et l’émission de CO2 par le volcanisme. D’autres processus chimiques impliquant la formation ou l’altération des roches, qui libèrent ou consomment du CO2, jouent aussi un rôle important dans la régulation de la teneur en CO2 de l’atmosphère aux grandes échelles de temps. Quelques réactions élémentaires et caractéristiques de processus d’altération ou de formation de roches permettent de comprendre ces mécanismes de libération ou de consommation de CO2.

A la surface des continents l’altération des carbonates et des silicates consomme du CO2. L’exemple le plus simple est la dissolution des carbonates :

CaCO3 + CO2 + H2O Ca2+ + 2 HCO3

- (réaction 1)

Les traces de ce phénomène sont observables dans les affleurements de calcaires par des figures caractéristiques. Cette réaction transfert du CO2 de l’atmosphère vers les océans. L’altération des silicates des roches magmatiques ou métamorphiques consomme du CO2 gazeux de l’atmosphère. Pour un pyroxène calcique cette réaction s’écrit :

CaSiO3 + 2CO2 + H2O SiO2 + Ca2+ + 2 HCO3

- (réaction 2)

Les réactions de dissolution-précipitation des carbonates (réaction 1 et 3) se compensent s’il n’y a pas d’apport ou de départ d’ions Ca2+ et ne changent pas de manière majeure la teneur en CO2 de l’atmosphère sur des échelles de temps de plusieurs millions d’années. En revanche l’altération des silicates qui libèrent du Ca2+ consomme irréversiblement du CO2. En effet, les réactions 2 et 3 peuvent s’écrire :

CaSiO3 + 2CO2 + H2O SiO2 + Ca2+ + 2 HCO3

- SiO2 + CaCO3 + CO2 + H2O

Le bilan montre que 2 molécules de CO2 sont utilisées et qu’une seule et libérée.
Doc 6 :

http://svt.prepabac.s.free.fr/specialite/cours_seb_clip_image016.jpg

Dans le cas du feldspath : 2 http://svt.prepabac.s.free.fr/specialite/cours_seb_co2gris.gifatmosphérique sont consommé lors de l’altération alors qu’un seul retourne dans l’atmosphère lors de la formation des carbonates, l’autre est « piégé » dans le calcaire.

En bilan on a donc une diminution du http://svt.prepabac.s.free.fr/specialite/cours_seb_co2gris.gifatmosphérique lors de l’érosion des silicates qui composent la chaîne hercynienne au Carbonifère.

Par contre pour les carbonates : pas d’effet sur le http://svt.prepabac.s.free.fr/specialite/cours_seb_co2gris.gifcar autant de http://svt.prepabac.s.free.fr/specialite/cours_seb_co2gris.gifconsommé que rejeté.
Doc 9 : L’importante végétation au Carbonifère contribue à augmenter l’altération des silicates et donc à faire baisser le http://svt.prepabac.s.free.fr/specialite/cours_seb_co2gris.gif

Au carbonifère on a un minimum de dioxyde de carbone dans l’atmosphère qui s’explique par :

  • la formation de roche riche en matière organique qui piège du carbone à l’état réduit, c’est un stockage de http://svt.prepabac.s.free.fr/specialite/cours_seb_co2grisrouge.gif.

  • l’altération des grande chaînes de montagne hercynienne avec l’altération et la précipitation de certains éléments qui consomment ou qui libèrent du http://svt.prepabac.s.free.fr/specialite/cours_seb_co2grisrouge.gif

    • la précipitation des carbonates libère du http://svt.prepabac.s.free.fr/specialite/cours_seb_co2grisrouge.gif

    • la dissolution des carbonates consomme du http://svt.prepabac.s.free.fr/specialite/cours_seb_co2grisrouge.gif

    • l ’altération des silicates calciques et magnésiens consomment du http://svt.prepabac.s.free.fr/specialite/cours_seb_co2grisrouge.gif

  • le bilan de ces altération et précipitations consomme du http://svt.prepabac.s.free.fr/specialite/cours_seb_co2grisrouge.gif

Doc variation de température au cours des temps géologiques

B. Les facteurs du climat au Crétacé.

Après la glaciation du permo-carbonifère, la Terre connaît une période chaude qui dure jusqu’à

-40 Ma. Le crétacé supérieur est l’une des époques où la Terre est entièrement dépourvue de glace. A

cette époque les coraux se développent jusqu’à des latitudes de 40° nord et sud. L’Alaska et le

Groenland déjà situés à des latitudes de plus de 50 °N sont peuplés d’arbres caractéristiques de climats

chauds (palmiers, arbres à pain). Cette période est aussi caractérisée par une imposante transgression

marine.

Ce climat très chaud traduit un effet de serre important lié à une augmentation de CO2 dans

l’atmosphère. L’enrichissement en CO2 de l’atmosphère est à mettre en parallèle avec une activité

volcanique accrue à cette même époque comme l’attestent le fort taux d’expansion des dorsales

océaniques et les grands épanchements basaltique sous-marin. Ce volcanisme transfert du CO2 du

manteau vers l’atmosphère. La température moyenne à la surface du globe est supérieure d’environ

10°C à l’actuelle.


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