SVT: datation absolue et datation relative

« Chapitre 5 : Reconstituer et comprendre les variations climatiques passées Rappels : La météorologie : science qui étudie les phénomènes atmosphériques, not ds le but de faire des prévisions (jours, semaines). Le climat est défini par les conditions météorologiques moyennes (temp, pluviométrie, vents, ensoleillement, pression atm, nébulosité et degré d’hygrométrie) qui caractérisent un lieu géographique sur un tps long. La climatologie est la science qui étudie les variations du climat ds l’espace et ds le temps à moyen et long terme (années, siècles, périodes géologiques). Actuellement, la composition de l’atmosphère terrestre et le climat changent : les temp moy globales augmentent entre 2°C et 6°C d’ici 2100.

Or des variations importantes du climat ont eu lieu par le passé. Pb : Comment la connaissance des mécanismes qui ont contrôlé les variations du climat ds le passé permet-elle de prévoir le climat futur de la planète ? Pb1 : Comment en particulier les données écologiques et géologiques peuvent-elles nous renvoyer sur l’évolution récente du climat ? I) Les données écologiques et géologiques, indicateurs de l’évolution du climat 1) Les données palynologiques et les paléoclimats continentaux Activité 1 A la belle saison, les végétaux terrestres à fleurs disséminent des qtés considérables de grains de pollen. Ces éléments reproducteurs males comportent une enveloppe externe très résistante caractéristique de chaque espèce. Le pollen se conserve d’autant mieux que le milieu ds lequel il tombe est pauvre en dioxygène : peut se conserver pdnt des milliers d’années parce que les décomposeurs utilisent du dioxygène pour dégrader la MO : destruction aérobie.

Certains micro-organismes anaérobies existent, mais ils st – efficaces pr dégrader la matière.

De plus le pollen a une paroi très résistante, difficile à dégrader. Tourbière : zone humide ds laquelle s’accumule progressivement de la tourbe, matière végétale peu ou pas décomposée. Recap parcours du pollen : - Produit en grde qté par les plantes - Dissémination du pollen par le vent par ex - Se dépose sur la surface de l’eau ou il commence à s’accumuler - Avec le tps il se mélange avec d’autres MO (tourbe) Ces couches successives de sédiments recouvrent le pollen, l’enfouissant progressivement Milieu pauvre en dioxygène : activité des décomposeurs limitée Le pollen se conserve dc particulièrement bien, protégé par sa paroi résistante La tourbière est un milieu ou des plantes spécifiques poussent et meurent. Les plantes mortes tombent ds l’eau stagnante et commencent à s’accumuler.

A cause du manque d’oxygène et de l’humidité, les restes de plante se décomposent lentement (pas totalement).

Les couches successives s’accumulent et se compriment avec le poids, formant de la tourbe.

La tourbe conserve les pollens et en étudiant les couches de la tourbe, on peut comprendre les climats, écosystèmes passés. Carottage de sédiments accumulés permet de réaliser des analyses polliniques à différents niveaux. Il faut déjà dater ces niveaux au carbone 14. Puis - On extrait le pollen - On l’observe au MO - On l’identifie : ainsi on détermine les proportions de chaque type de pollen ds l’échantillon Dans un niveau donné (correspond à une période donnée), les proportions de grains de pollen de différentes espèces permettent de réaliser un spectre pollinique. L’ensemble des spectres des différents niveaux aboutit à la construction d’un diagramme pollinique. Celui-ci permet d’étudier l’évolution de la végétation en un site donné pdnt une période + ou – étendue et témoigne des climats successifs si on considère que les espèces végétales passées avaient les mêmes exigences que les espèces actuelles (principe d’actualisme). Ainsi, reconnaitre et dénombrer des pollens piégés ds un échantillon de tourbe (témoin d’une époque précise) nous indique que durant cette période des espèces végétales (productrices de ces pollens déposés) étaient présentes en + ou – grde qté. A partir des espèces rencontrées, on peut aussi déduire les cond climatiques qui régnaient à cette époque.

Ceci nécessite d’utiliser le principe d’actualisme, qui considère que les exigences écologiques d’une espèce végétale passée st les mêmes que celles de la même espèce vivant actuellement. Ds une carotte de tourbe, + la tourbe est située en profondeur, + elle est ancienne (principe de superposition).

La datation des pollens au 14C, permet d’élaborer une échelle de tps. Une datation des strates grace au carbone 14 aurait pu nous renseigner sur l’age des pollens en fonction de la profondeur. Ex de raisonnement : Entre 6 000 et 5 000 cm de profondeur on observe une diminution rapide des graminées.

Apparaissent alors progressivement des pollens de chene. (on parle d’abondance).

Durant cette période il y a donc passage d’un cliamt de très grd froid à un climat relativement chaud.

A partir de 3 000 cm de profondeur, il y a augmentation brutale de l’abondance de pollen de Hetre.

Il y aussi diminution progressive de Chene.

Cela témoigne d’un léger refroidissement de climat et d’une augmentation de l’hygrométrie au sein de cet écosystème. 2) Les sédiments océaniques, archives des variations climatiques passés et ds la glace : les paléo-thermomètres isotopiques : le ∂18O et le ∂D (indicateurs des climats passés Act 2 : Variations du ∂18O ds les sédiments calcaires océaniques Act 3 : Variations du ∂18O ds les carottes de glace recueillies au Groenland et à Vostok pr retrouver les variations climatiques depuis -400 000 ans. Le principe des thermomètres isotopiques repose sur l’analyse des isotopes d’éléments chimiques présents ds les matériaux naturels : glaces, coquilles, sédiments, etc.

ces isotopes permettent de reconstituer les temp passées, car leur répartition varie en fonction des conditions climatiques, not la temp.  L’oxygène a 2 isotopes principaux :  16O (léger)  18O (lourd) Ce sont des isotopes stables (ni radioactifs, ni radiogéniques) ce sont des traceurs de processus naturels  Les isotopes légers et lourds ne se comportent pas exactement de la mm manière lorsqu’ils sont impliqués ds des processus physiques comme par ex un chgt de phase  Les isotopes légers s’évaporent + facilement  Les isotopes lourds se condensent + facilement  Donc le comportement de l’eau dépend de sa masse, dc de l’isotope de l’oxygène qu’elle contient. Ce phénomène, appelé fractionnement isotopique, est influencé par la température. Séparation des isotopes légers et lourds d’un élément pdnt des processus comme l’évaporation et la condensation  Dans un climat froid : o L’évaporation océanique a lieu essentiellement au niv de l’équateur.

Les masses d’air se déplaçant vers les poles se refroidissent, ce qui est à l’origine des précipitations.

Une grande partie de l’eau évaporée est transportée vers les poles, ou elle forme de la neige et de la glace : glace appauvrie en 18O car cet isotope lourd est tombé ss forme de pluie avant d’atteindre les régions froides. o Resultat : la neige ou la glace des calottes polaires contient moins de 180 (car isotopes lourds précipitent avant d’atteindre les poles) et l’eau océanique restante est plus riche en 18O.  Dans un climat chaud : o Moins de fractionnement car les temp + élevées réduisent les différences entre isotopes lourds et légers ds les processus d’évaporation et précipitation o Résultat : glace contient plus du 18O et océans moins enrichis en 180 Cette unité a pour objectif de montrer comment les thermomètres isotopiques (d18O et dD) permettent de reconstituer les paléotempératures globales (à la différence des indices vus précédemment qui sont des indices locaux). Le document 1 présente le principe du fractionnement isotopique et permet de comprendre pourquoi d18O et dD peuvent servir de paléothermomètres.

Le document B montre que 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 fractionnement isotopique entre les basses et les hautes latitudes est plus important qu’en période interglaciaire, car le gradient de température entre l’équateur et les pôles est alors plus marqué.

Le document C montre qu’il existe une relation linéaire entre la température et le d18O ou le dD. Le document 2 propose des données isotopiques obtenues en Antarctique. Enfin, il peut être intéressant de remarquer que les réchauffements sont très rapides et les refroidissements plus lents. L’analyse du document C montre que plus il fait froid, plus le rapport isotopique est faible que ce soit pour le d18O ou le dD.

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 d18O ou un dD 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. En période glaciaire, d’après le document 1C, le rapport isotopique δ18O ou δD mesuré dans la glace est faible.

En revanche, le d18O des foraminifères, qui reflète le δ18O de l’eau de mer au moment de la formation du test est plutôt élevé. En effet, le 16O est alors « stocké » dans la glace des pôles qui est épaisse et riche en 16O du fait des faibles températures.

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