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CHAPITRE 12 : Le climat au cénozoïque
Prérequis (collège / seconde / 1ère spé / Terminale Ens. Scientifique)
NA EC A Connaître la différence entre météorologie et climat
Le bilan radiatif de la Terre (puissance reçue, réémise, renvoyée)
La notion d’albédo (surfaces sombres, surfaces claires) et l’effet de serre Le cycle biogénique du carbone
Savoirs faire attendus à la fin du chapitre
NA EC A Mettre en évidence l’amplitude et la période des variations climatiques étudiées à
partir d’une convergence d’indices. (Activité 1)
Mobiliser les connaissances acquises sur les conséquences des activités humaines sur l’effet de serre et le cycle du carbone (Activité 1)
Rassembler et confronter un maximum d’évidence sur le dernier maximum glaciaire et sur le réchauffement de l’Holocène (TP6, activité 2)
Étudier l’effet des paramètre orbitaux sur les variations cycliques de température au quaternaire (Activité 3)
Utiliser les connaissances acquises sur la géodynamique interne pour comprendre son rôle sur le climat
Introduction :
L’ère Cénozoïque a débuté il y a 65 Ma, immédiatement après la crise de la fin du Crétacé et les boulversements faunistiques qui lui sont liés. Les continents continuent à dériver jusqu'à occuper leurs emplacements actuels. Il s’agit de la plus courte de toutes les ères géologiques, qui englobe le Tertiaire et le Quaternaire qui représente les derniers 1,8 Ma. De nombreux changements climatiques sont intervenus sur cette période, qui est caractérisée globalement par un refroidissement dans sa deuxième partie.
Problématique générale : comment expliquer les variations climatiques au cours des derniers 65 Ma ? Quels indices nous permettent de comprendre ces variations ?
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I/ Les outils et indices permettant d’appréhender les climats du passé
Tout indicateur climatique à ses limites notamment en terme spatio-temporel, il faut donc fonder l’étude du climat sur différents indices
a) Les thermomètres isotopiques
Activité 2 : thermomètres isotopiques et l’évolution climatique au pléistocène
Les bulles d’air emprisonnées dans les glaces fournissent des informations sur la composition de l’atmosphère, l’eau permet quant à elle de retrouver la température au moment où cette glace se formait.
L’eau H2O : mélange de H216O et de H218O => 16O est plus abondant que 18O
Les isotopes plus légers sont stables et donc plus abondants. Les isotopes les plus légers ont tendance à diffuser et réagir plus facilement que les lourds.
L’analyse de la glace polaire permet de mettre en relation les changements de composition de l’atmosphère avec l’évolution des températures. Il est possible de retrouver les températures du passé grâce à un thermomètre isotopique construit sur l’évolution de la concentration des isotopes de l’oxygène ou de l’hydrogène dans l’eau et donc dans la glace.
Pour cela on mesure le δ18O =
Ou le δD (delta deutérium)
Ces rapports permettent d’estimer la température atmosphérique au moment de la formation de la glace (dans le passé). Actuellement on constate expérimentalement que le δ18O et le δD de la neige varient avec la température atmosphérique au moment des précipitations.
Plus la température est basse, plus le δ18O et le δD de la neige sont faibles.
La courbe traduisant ces rapports est une droite (ascendante) :
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La mesure du δ18O /δ D de la glace permet donc d’estimer la température au moment de la chute de neige correspondante en comparant avec les valeurs actuelles
En période froide, l’évaporation est faible. Il y a donc essentiellement du 16O qui part dans les nuages. Le rapport entre le 16O et le 18O est donc très fort : il y a beaucoup de 16O par rapport au 18O. Ainsi, le δ18O des nuages est très faible. Quand le nuage arrive aux pôles, il n’a quasiment que du 16O à précipiter, le δ18O des glaces est donc très faible (très négatif).
En période chaude, l’évaporation est forte. Il y a donc toujours essentiellement du 16O qui part dans les nuages mais aussi du 18O (car l’énergie de vaporisation est plus facilement franchie quand il fait chaud). Donc, le nuage est plus chargé en 18O qu’en 16O pendant une période chaude que pendant une période froide. Ainsi, le δ18O du nuage en période chaude est plus élevé qu’en période froide. En arrivant au pôle, le nuage relargue du 16O mais aussi du 18O puisqu’il en contient.
Ainsi, le δ18O de la glace sera donc plus élevé pendant la période chaude que pendant la période froide. Il en va de même pour le δ18O de l’atmosphère au-dessus des pôles.
b) L’apport des foraminifères
TP6 : Apport des foraminifères dans la reconstitution des climats récents du passé Foraminifères : protozoaires, unicellulaires, de petite taille = quelques µm à quelques mm, ils sont logés dans un test (coquille) formé de plusieurs loges et ouvert au niveau d’un orifice : le foramen. Très abondants et diversifiés dans les sédiments marins, ce sont de très bon bio-indicateurs de leur environnement.
Les foraminifères sont des organismes unicellulaires aquatiques qui fabriquent une sorte de coquille calcaire : le test. Après leur mort ces tests tombent au fond de l’océan et s’accumulent dans
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les sédiments. Les tests calcaires de foraminifères de grande profondeur (foraminifères benthiques) des sédiments océaniques peuvent être utilisés pour connaître la variation du niveau des océans et du volume des glaces et donc les changements climatiques globaux qui ont affecté la Terre dans le passé.
La proportion d’isotope 18O et 16O se retrouvent dans les carbonates des tests et évolue comme leur proportion dans les eaux océaniques.
Le δ18O des tests carbonatés évolue comme le δ18O des eaux océaniques, et donc à l’inverse de l’évolution du δ18O des glaces polaires.
L’évolution du δ18O des tests de foraminifères mesuré dans les carottes de sédiments permet de déduire les fluctuations du volume des calottes glaciaires et donc les variations climatiques au cours du temps.
En profondeur, puisque la température de l’eau est constante, la quantité de 18O incorporée dans les tests de Foraminifères ne dépend que du rapport (18O/16O) de l’eau de mer.
Si température ↓ volume des calottes glaciaires ↑ niveau marin ↓ l’eau stockée sous forme de glace est pauvre en 18O et donc l’eau de mer est enrichie en 18O
c) Les indices climatiques : les pollens
Voir TP enseignement scientifique, chapitre 2 !!
On peut utiliser la végétation du passé comme indicateur du climat de l’époque (paléoclimat).
Cette paléo-végétation peut être reconstituée en étudiant les grains de pollen (palynologie), dont la morphologie est caractéristique de l’espèce. Les grains de pollens résistent à leur piégeage dans certains sédiments (tourbe par ex., voir document 2 page 296) et sont représentatifs des peuplements végétaux qui les ont produits.
Suite à leur identification ainsi qu’à leur dénombrement dans différents niveaux d’une carotte sédimentaire, on peut établir un diagramme pollinique (document 3 page 296) ainsi qu’une répartition de la végétation à différentes époques.
La comparaison de ces cartes révèle des changements climatiques.
d) Les indices géologiques
Activité 2 : thermomètres isotopiques et l’évolution climatique au pléistocène (partie 2) Les reconstitutions du passé sont basées sur le principe d’actualisme qui postule que dans le passé, les processus chimiques et physiques opéraient de la même façon qu’actuellement. Les climatologues cherchent donc des indices géologiques capables de révéler les climats du passé.
Ainsi, à l’heure actuelle comme dans le passé, la glace (issue de période glaciaire) façonne les paysages, qui gardent longtemps après le retrait et la fonte des glaciers les traces de leur passage : vallées à fond plat, restes de moraines, blocs erratiques…
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e) Les indices atmosphériques
À partir de -300 Ma, l’étude des feuilles fossiles fournit un indice sur l’évolution de la teneur en C02. La quantité de stomates est directement liée à la quantité de CO2. Plus il y a de stomates moins la teneur en CO2 est élevée Cette diminution s’observe par la mesure de l’indice stomatique du Ginkgo Biloba actuel qui a peu varié.
f) Le rôle de la tectonique des plaques dans les évolutions climatiques
En permanence, la géodynamique interne déplace ou recycle les lithosphères à la surface de la Terre. Leurs roches sont en contact direct avec les éléments du climat.
Deux liens existeraient entre tectonique des plaques, cycle géochimique du carbone et circulation océanique (ensemble des courants qui brassent les océans):
- L’altération des roches silicatées (au moment de la formation des chaînes de montagne = orogenèse) est un mécanisme qui piège du CO2 atmosphérique, qui diminue donc l’effet de Serre (= refroidissement) Voir document 2 page 304
- La fermeture d’un vaste domaine océanique centré sur l’équateur aurait provoqué la dispararition d’un courant chaud intertropical . A l’inverse, l’isolement du continent Antarctique aurait permis la formation d’un courant froid circumpolaire, favorisant la formation de la calotte polaire.
Vidéo à voir : https://www.youtube.com/watch?v=vqbcdfgochY&feature=youtu.be
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II/ A l’échelle du Cénozoïque, un refroidissement climatique a) L’origine des variations climatiques quaternaires
Activité 3 : L’origine des alternances glaciaires / interglaciaires - Les paramètre orbitaux :
L’énergie solaire incidente reçue au sommet de l’atmosphère dépend des paramètres orbitaux de la terre (obliquité, excentricité, précession) et de l’activité solaire qui varient cycliquement : ce sont les cycles dit de Milankovic.
Vidéo à voir : Les cycles de Milankovic : https://www.youtube.com/watch?v=FTzmqjDNMmM
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La périodicité des changements climatiques coïncide avec la périodicité des changements de trois paramètres orbitaux de la Terre : son excentricité, son inclinaison et sa précession. Les cycles de Milankovic expliquent bien les variations périodiques de l'insolation et sont surement l'élément déclencheur d'une glaciation ou d'un réchauffement. Cependant, les calculs ont aussi montré qu'ils ne peuvent pas à eux seuls expliquer d'aussi fortes variations...
- L’albédo :
L’albédo correspond au rapport entre l’énergie réfléchie et l’énergie reçue. L’énergie solaire est réfléchie au niveau des nuages et au niveau du sol notamment par la glace. Une variation importante de l’albédo peut être à l’origine de rétroaction positive sur la température de surface. Actuellement 30% de l'énergie solaire arrivant sur toute la surface de la Terre est réfléchie vers l'espace. On a donc un albédo de 0,3.
La neige et la glace ont un albédo supérieur à celui de la végétation ou de l'eau. Par conséquent, lors d’une période glaciaire, l'albédo moyen de la Terre va augmenter. La quantité d'énergie solaire absorbée par la Terre va donc diminuer et renforcer ainsi le refroidissement initial. On est en présence d'un mécanisme amplificateur ou encore d'une rétroaction positive.
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b) Les variations climatiques au Cénozoïque Depuis 150 ans
Depuis 150 ans, la température moyenne de la Terre a augmenté d'environ 1 °C. Les scientifiques ont montré que ce réchauffement est dû à la perturbation du cycle du carbone par les rejets de gaz à effet de serre liés aux activités humaines. Ce réchauffement climatique perturbe les écosystèmes.
À l'échelle de l'Holocène : un climat chaud (-11700 ans à actuellement)
TP6 : Apport des foraminifères dans la reconstitution des climats récents du passé Indépendamment de l'action des humains, le climat terrestre a déjà changé. Pour reconstituer les climats passés, on peut étudier les sédiments continentaux ou océaniques.
En milieu continental, les grains de pollens piégés dans la tourbe peuvent enregistrer une modification de types de végétation. En milieu océanique, certains sédiments renferment des tests de foraminifères. Ces tests calcaires contiennent des atomes d'oxygène O issus de l'eau de mer. Plus cette eau est chaude, moins il y a d'isotopes 18O dans le test. Le rapport isotopique 18O/16O, appelé δ18O, est ainsi un thermomètre isotopique.
Ces indices montrent de façon concordante que le climat s'est réchauffé au début de l'Holocène, il y a environ 12 000 ans.
À l'échelle du Quaternaire : des alternances de périodes glaciaires et interglaciaires (-2,58 Ma à actuellement)
Activité 3 : L’origine des alternances glaciaires / interglaciaires
Dans de vastes régions de l'hémisphère Nord, on observe des marques laissées par des glaciers dans un passé géologiquement proche (100 000 ans environ).
Au Groenland et Antarctique, deux vastes calottes glaciaires persistent aujourd'hui. Elles sont épaisses de plusieurs kilomètres de neige déposée et transformée en glace depuis 800 000 ans. En analysant les isotopes de l'oxygène et de l'hydrogène des molécules d'eau de la glace, on a accès à de véritables archives climatiques. En effet, plus le climat est froid, plus le rapport δ18O et le rapport δD (rapport entre les isotopes 2H et 1H) de la glace diminuent.
Toutes ces données montrent, de façon concordante, que le climat a oscillé au cours des 800 000 dernières années : des périodes glaciaires (froides) et des périodes interglaciaires (réchauffement) ont alterné.
Les paramètres orbitaux de la Terre varient de façon cycliques : ce sont les cycles de Milankovitch. Ils sont à l'origine des alternances entre périodes glaciaires et interglaciaires. Ces variations ont modifié la quantité d'énergie thermique reçue à la surface du globe. Elles ont été amplifiées par des rétroactions (positives ou négatives) impliquant la solubilité du CO2 dans les océans et l'albédo.
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À l'échelle du Cénozoïque : un refroidissement climatique (-66 Ma à actuellement)
Activité 5 page 302 : les tendances à l’échelle du cénozoïque
Différents indices ont permis de reconstruire l'évolution de la concentration atmosphérique en CO2 entre – 65 millions d'années et aujourd'hui (Cénozoïque) et d'en déduire l'effet de serre et la température terrestre moyenne. Citons notamment l'indice stomatique, l'étude de différents rapports isotopiques dans des roches sédimentaires et l'état de dégradation des paléosols.
Après plusieurs pics, la concentration atmosphérique en CO2 a diminué depuis 30 millions d'années. La seconde partie du Cénozoïque est donc marquée par un refroidissement climatique. Ce dernier s'explique par l'altération des roches continentales des chaînes de montagnes alpines (qui a « pompé » du CO2 atmosphérique) et par la modification de la circulation océanique causée par la variation de la position des continents.
Quelques mots clés à retenir :
Albédo : proportion de lumière renvoyée par une corps qui est éclairé. L'albédo varie entre 0 et 100
%.
Circulation océanique : ensemble des courants qui brassent les océans.
Cycles de Milankovitch : variations cycliques de trois paramètres orbitaux de la Terre : excentricité de l'orbite, inclinaison de l'axe de rotation, précession de l'axe de rotation.
δ18O : rapport entre la concentration des isotopes 18O et 16O de l'oxygène. Le δ18O de l'eau liquide ou celui de la glace permettent de reconstituer des températures passées.
Gaz à effet de serre : gaz ayant la capacité d'absorber le rayonnement thermique infrarouge émis par le sol terrestre. Ces gaz sont à l'origine de l'effet de serre.
Période glaciaire : période de quelques dizaines de milliers d'années durant laquelle la température moyenne baisse fortement et l'extension des calottes glaciaires augmente. Deux périodes glaciaires sont séparées par une période interglaciaire.
Rapport isotopique : rapport entre la concentration de deux isotopes d'un même élément dans un échantillon (exemple : 18O/16O)
Rétroaction : Action en retour d'un système suite à la modification d'un paramètre. Si la réponse du système amplifie la modification du paramètre, on parle de rétroaction positive. Si elle l'atténue, on parle de rétroaction négative.
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Schéma bilan récapitulatif
Je révise avec le schéma bilan intéractif
