Chapitre 1 : reconstituer et comprendre les variations climatiques passées

« Thème 2 : enjeux planétaires contemporains Thème 2B : les climats de la Terre : comprendre le passé pour agir aujourd’hui et demain Chapitre 1 : reconstituer et comprendre les variations climatiques passées Une fois dissous dans l’eau, le CO2 interagit avec 3 molécules d’eau pour former un ion carbonate pouvant interagir avec les ions Ca2+ pour faire de la calcite, mais aussi deux ions hydroniums.

Plus la concentration en ions hydronium augmente sous l’effet de l’apport de CO2 , plus le pH diminue. Certains organismes ont du mal à fabriquer leurs coquilles ou carapaces, car la baisse du pH peut dissoudre le calcaire.

Les moules et la communauté des biomes des récifs coralliens est très sensible à la baisse du pH.

D’autres organismes profitent de cette sensibilité pour proliférer (algues). I) Le climat actuel change très rapidement hypothèse : l’augmentation de la température observée serait liée à l’augmentation en CO2. Corrélation : lien statistique entre deux variables. Causalité :lien qui affirme qu’une variable agit sur une autre. ◦ Sources de carbone (utilisation des combustibles fossiles et changement d’utilisation des sols) : 9,4 + 1,3 = 10,7 Gt C·an –1 ◦ Puits de carbone (photosynthèse supplémentaire, absorption océanique et autres flux) : 3+0,4+2,6 = 6 Gt C·an -1 . ◦ Différence entre les deux flux : 10,7- 6 = 4,7 Gt C·an –1 = augmentation annuelle de la quantité de CO2 dans l’atmosphère. Il existe une corrélation entre des anomalies de température de plus en plus importantes et une augmentation de la concentration en CO2 dans l’atmosphère.

Les activités humaines perturbent le cycle du carbone.

L’utilisation des combustibles fossiles représente la majeure partie des sources anthropiques.

La contribution des puits augmente également mais ne compense pas les émissions.

Pour élaborer un modèle climatique, les experts prennent en compte l’ensemble des facteurs y compris les facteurs naturels.

Les forçages naturels ne peuvent pas être, seuls, à l’origine du réchauffement constaté : celui-ci est donc bien d’origine humaine. II) Les indices du dernier maximum glaciaire 1) Des indices géologiques Les indices qui témoignent du recul actuel des glaciers alpins sont les moraines, les roches striées et les blocs erratiques situés en aval ( vers la vallée, opposé à l’amont ( vers la montagne)) des langues glaciaires, et non encore recouverts de végétation. Les indices permettant de reconstituer l'extension maximale des glaciers il y a 20 000 ans sont les vallées glaciaires en U ( ou en auge), les collines morainiques aujourd’hui recouvertes de végétation et les blocs erratiques éloignés de tout glacier actuel (ex : gros caillou de Lyon). Les directions des langues glaciaires sont reconstituées grâce à la disposition des reliefs (pentes, moraines) et à l'orientation des stries sur les roches striées. • Éléments transportés : moraines , blocs erratiques. • Éléments qui resteront en place : relief et cirque glaciaire, vallée en auge, moraines ( après fonte du glacier), blocs erratiques ( après fonte du glacier), stries glaciaires, roches moutonnées. Principe d’actualisme : comparaison d’une moraine d’un glacier actuel avec les traces présentes dans l’environnement ( moraines du Pléistocène ( -2,6Ma à -11 700 ans)). L’étude du paysage dans certaines régions permet d’y déceler des indices géologiques permettant de caractériser le climat du dernier maximum glaciaire.

Le principe d’actualisme permet d’interpréter les indices géologiques comme autant de témoignages de phénomènes s’étant déroulés il y a des dizaines de milliers d’années selon les mêmes modalités et avec les mêmes conséquences que ceux que nous pouvons observer actuellement.

• Indices / traces laissés par les glaciers dans le paysage • paléoniveaux marins (exercice 14 p314 ) • terrasses alluviales (exercice 15 p314 ). 2) Des indices écologiques hypothèse d’un climat, il y a 20 000 ans autour de la grotte de Chauvet en Ardèche, similaire à celui de la Sibérie actuelle donc beaucoup plus froid. Les caractéristiques qui rendent les pollens intéressants pour l’étude d’un climat local sont leur capacité à très bien se conserver (fossilisation) et la diversité de leurs formes et ornementations, qui les rendent typiques d’une espèce donnée. L’évolution de l’environnement (steppes froides, forêt boréale, puis forêt tempérée) indique un réchauffement du climat qui devient également plus humide Il est possible d’enregistrer le climat en distinguant, parmi les espèces rencontrées dans un échantillon, celles qui correspondent à une eau froide ou une eau chaude ( ex : association de foraminifères fossiles) . ( ! :Il est préférable de choisir des foraminifères benthiques, qui vivent dans une eau profonde dont les variations des températures se font à grandes échelles de temps.

Ces variations permettent d’observer des fluctuations climatiques et non les fluctuations météorologiques (qui sont, elles, enregistrées à la surface des océans)). dessin de pingouin et entrée de la grotte accessible cohérents avec climat polaire et baisse du niveau marin caractéristiques d’une glaciation. Il est possible, en s’appuyant sur le principe d’actualisme et sur des indices faunistiques et polliniques, de reconstituer le climat du dernier maximum glaciaire.

Ainsi certaines peintures rupestres françaises représentent des animaux vivant actuellement dans des steppes froides (ici des rennes).

( ! : les peintures et gravures rupestres ne témoignent pas fidèlement de la biodiversité présente à une époque.

Certaines espèces y sont fortement surreprésentées, tandis que d’autres ne sont pas du tout figurées).

Les méthodes de palynologie, observation de pollens fossiles, spectres ( données à un instant T) et diagrammes polliniques ( données sur un temps long, superposition de spectres polliniques), permettent de définir les biomes ( ensemble d’écosystèmes caractéristiques des conditions écologiques à l’échelle régionale ou continentale) présents à tel ou tel endroit dans le passé et l’évolution des conditions climatiques au cours du temps.

( Cf.TP et enseignement scientifique). 3) Des indices isotopiques :les thermomètres isotopiques (p.

298-299 + doc.6, 7 et 8 poly), outils pour reconstituer les variations climatiques passées : Comprendre et utiliser le concept de thermomètre plus il fait froid, plus le rapport isotopique est faible que ce soit pour le δ18O ou le δD dans les précipitations neigeuses.

La relation linéaire permet de faire un lien direct entre la température du lieu et la valeur du rapport isotopique mesuré. En période glaciaire, on s’attend donc à mesurer dans la glace un δ18 O ou un δD plus faible (plus négatif) qu’en période interglaciaire.

Ceci est lié au fait qu’en période glaciaire, le gradient de température entre les hautes et les basses latitudes est plus élevé.

Le fractionnement isotopique est alors plus intense. Les périodes glaciaires correspondent aux moments où le δ 18O est faible ( très négatif).

dans la glace, les périodes interglaciaires aux moments où il est plus élevé ( moins négatif).

Il existe une corrélation entre le δ 18O des foraminifères et celui de la glace.

Le δ 18O faible dans la glace se traduit par un δ 18O élevé pour les foraminifères.

Les grandes périodes mises en évidence ont une période de l’ordre de 100 000 ans, mais on remarque au sein de ces grands cycles de nombreuses variations de périodes plus courtes.

Les cinq derniers maximums glaciaires sont datés d’environ 20 000 ans, 130 000 ans, 280 000 ans, 330 000 ans et 420 000 ans.

L’amplitude des variations du δ 18O en Antarctique étant d’environ 10 ‰ (document 2B : -60‰ à -50‰), on constate que cela correspond à une amplitude thermique d’environ 15 °C (document 1C : -25‰ à -35‰ / -32°C à 17°C) entre les maximums glaciaires et les maximums interglaciaires . on observe que le δ18 O diminue 3%0 à -3%0 ( devient plus négatif) dans les carbonates quand la température de l’eau augmente de 5 à 30°C, cela s’explique par une plus forte évaporation de l’18O ( et un apport de 16O dans les océans suite à la fonte de glaciers). on observe que le δ18 O augmente de -50%0 à 0%0 ( devient plus positif) dans les précipitations quand la température de l’air augmente de -50 à +20°C, cela s’explique par une plus forte évaporation de l’18O et donc à une augmentation de sa concentration dans les nuages. Les rapports isotopiques des glaces permettent de voir une alternance entre : • des périodes où les valeurs des δ18O et des δD sont élevées et qui sont corrélées avec des taux élevés de CO2 , montrant des périodes de réchauffement. • des périodes où les rapports isotopiques δ18O et des δD sont bas et qui sont corrélées avec des taux faibles de CO2 , montrant des périodes de refroidissement. Les thermomètres isotopiques (δ18O et δD) permettent de reconstituer les paléotempératures globales (à la différence des indices vus précédemment qui sont des indices locaux) Le principe du fractionnement isotopique permet de comprendre pourquoi δ18O et δD peuvent servir de paléothermomètres : • les précipitations, lorsqu’elles se déplacent des basses vers les hautes latitudes, sont de plus en plus pauvres en 18O (ou en D). • en période glaciaire, le gradient de température entre l’équateur et les pôles étant plus marqué, le fractionnement isotopique entre les basses et les hautes latitudes est plus important qu’en période interglaciaire. • il existe une relation.... »