Thème : Atmosphère, hydrosphère, climats Chapitre 1 : Les facteurs agissant sur la température de surface 1. Bilan radiatif Le flux solaire incident correspond à l'énergie reçue par la Terre. La valeur du flux solaire dépend de l'activité solaire et de la distance Terre-Soleil en fonction de l'orbite terrestre (paramètre orbital). Compte tenu de la forme sphérique de la Terre, la quantité d'énergie reçue varie en fonction de la latitude : maximum autour de l'équateur, minimum aux pôles. Le bilan radiatif global est nul : l'énergie émise par la Terre est égale à l'énergie reçue. Une partie de l'énergie solaire reçue est absorbée par la surface, l'atmosphère et les nuages ; le reste est réfléchi. L'albédo correspond à l'énergie réfléchie (non absorbée) par rapport à l'énergie totale reçue. Sa valeur moyenne actuelle est d'environ 0,3. 2. Effet de serre L'énergie émise par la Terre est essentiellement sous forme de radiations infra-rouges : le rayonnement IR est un rayonnement thermique. Compte-tenu de l'existence d'une atmosphère, les échanges s'effectuent dans le sens : surface atmosphère espace. La surface réchauffe donc l'atmosphère. L'atmosphère contient des gaz capables d'absorber le rayonnement IR, puis de le restituer. Ce sont des gaz à effet de serre : H 2 O, CO 2, CH 4 (méthane) Seule une partie du rayonnement IR est émis vers l'espace, le reste est renvoyé vers la surface : l'atmosphère réchauffe donc la surface. Le surplus énergétique lié à l'effet de serre permet d'augmenter la température moyenne : - flux solaire seul sans effet de serre (absence d'atmosphère) : -18 C - flux solaire + effet de serre (présence d'une atmosphère) : +15 C La température de surface dépend donc : - de la distance Terre-Soleil qui détermine la valeur du flux solaire - de la nature des enveloppes superficielles qui définit l'albédo et en conséquence l'énergie absorbée - de la présence de l'atmosphère - de la composition de l'atmosphère en gaz à effet de serre qui absorbent une partie du rayonnement IR - des interactions entre la surface (hydrosphère principalement) et l'atmosphère Schéma1. Chapitre 2 : Formation et évolution de l'atmosphère 1. Formation de l'atmosphère primitive La composition des gaz des chondrites (météorites ayant la même composition globale que la Terre) et celle des gaz volcaniques permet de conclure que l atmosphère primitive s est formée précocement entre -4,55 et -4,3 Ga (Hadéen) par : - dégazage du manteau, lors de la différenciation en enveloppes (croûte, manteau, noyau), - des apports météoritiques, en partie responsables du stock d'eau. L atmosphère primitive était essentiellement constituée de H 2 O, de CO 2 et de N 2, elle ne contenait pas d'o 2 : l'atmosphère primitive était réductrice. Le refroidissement de la planète (Archéen) a provoqué, vers -4Ga, la condensation de l eau atmosphérique et ainsi la création de l hydrosphère (océans). 2. Origine de l'o 2 L'O 2 est d'origine biologique. Sa production est la conséquence de l'apparition de cyanobactéries réalisant la photosynthèse aérobie. L'existence de cyanobactéries photosynthétiques peut être datée vers -3,5 Ga. L'activité photosynthétique des cyanobactéries est à l'origine de formations marines carbonatées appelées stromatolites : la consommation du CO 2 par la photosynthèse entraîne la précipitation de carbonates formant les lamines calcaires. Schéma 2. La production d'o 2 dans les océans explique le dépôt des fers rubanés (oxydes de fer) à partir de -3,8 Ga. Le fer est soluble dans les eaux dépourvues d O 2 mais précipite en présence d O 2 pour former des oxydes de fer. Il y a donc eu un piégeage chimique de l'o 2 dans les océans. Vers -2,2 Ga, l'atmosphère contient de l'o 2 libre et devient oxydante. Le fer est oxydé en surface au contact de l'atmosphère : apparition des premiers sols oxydés rouges. La formation des fers rubanés cesse car l'océan n'est plus alimenté en fer soluble. Schéma 3. Les gisements d'uranium contenant de l'uraninite sont antérieurs à -2,2 Ga. Contrairement au fer, l'uraninite se forme en l'absence d O 2 libre car est soluble dans les eaux oxygénées.
L accumulation de l O 2 dans l atmosphère ne peut pas s expliquer par la photosynthèse seule : pour que l O 2 s accumule, il ne faut pas que les MO (molécules organiques) photosynthétisées soient totalement réoxydées par la respiration. La fossilisation de la MO dans les roches carbonées, en retranchant une part de la biomasse produite, est la cause principale de l augmentation de l O 2 atmosphérique. Schéma 4. 3. Evolution du taux de CO 2 atmosphérique Le CO 2, très soluble dans l eau, a été rapidement piégé sous forme de carbonates (>98% à 4 Ga), ce qui a entraîné sa quasi disparition de l atmosphère. On peut considérer qu il existe 4 grands réservoirs de carbone entre lesquels s'effectuent des échanges permanents : 1- Réservoir atmosphérique : CO 2 gaz 2- Réservoir hydrosphérique : CO 2 dissous, HCO 3 et CO 3 2 3- Réservoir biologique : biomasse et MO fossile 4- Réservoir géologique : roches carbonées (organiques) et carbonatées (minérales) Schéma 5. L'évolution de l'atmosphère est donc la produit des interactions complexes entre atmosphère, hydrosphère, géosphère et biosphère. Elle est en partie liée à l'apparition et l'évolution de la vie sur Terre. Schéma 6. Chapitre 3 : Reconstitution des variations climatiques récentes des derniers 800.000 ans 1. Glaciologie et variations climatiques Les carottes de glace forées dans les calottes polaires et les glaciers permettent de reconstituer les variations climatiques locales récentes. 1.1. Thermomètres isotopiques et variations climatiques Les variations de la température au dessus des calottes polaires (atmosphère) sont déduites du δ 18 O ou du δd de la glace. Le δ 18 O (delta 18 O) et δd (delta D) sont calculés à partir des proportions des isotopes stables ( 18 O et 16 O pour le δ 18 O, 2 H (Deutérium : D) et 1 H pour le δd) par rapport aux concentrations existant actuellement dans l'océan. Le δ 18 O et le δd sont utilisés comme thermomètres isotopiques car ils varient en fonction de la température, dans le même sens que la température de la glace. Dans l'océan, le δ 18 O peut être déterminé à partir des Foraminifères fossiles contenus dans les sédiments de période connue. Le δ 18 O de l'océan varie en sens inverse de celui de la glace : si la température augmente, le δ 18 O de l'océan diminue. 1.2. Variations de la composition de l'atmosphère L'analyse des bulles d'air emprisonnées dans la glace permet de reconstituer l'évolution de certains gaz atmosphériques, en particulier les gaz à effet de serre : CO 2 et CH 4 (méthane). Les variations de température sont liées à des variations de concentration en gaz à effet de serre (CO 2, CH 4 ) dans l'atmosphère. 2. Variations périodiques du climat Les variations climatiques récentes montrent une périodicité d'environ 100.000 ans constituant des cycles. La succession des cycles entraîne la succession de : - périodes interglaciaires caractérisées par un climat tempéré dû à un réchauffement important entraînant une importante fonte glaciaire - périodes glaciaires caractérisée par une succession de refroidissements / réchauffements entraînant un refroidissement global provoquant une importante extension glaciaire jusqu'au maximum glaciaire. La périodicité s'explique par les variations périodiques des paramètres orbitaux de la Terre, en particulier l'excentricité. L'excentricité correspond à la forme de l'orbite terrestre qui passe d'un cercle à une ellipse (environ 100.000 ans). Ce paramètre modifie la distance Terre-Soleil et donc entraîne une variation de la quantité d'énergie reçue par la Terre. 3. Palynologie et paléoclimats La palynologie est l'étude des pollens. L'évolution de la répartition des pollens fossiles retrouvés dans des carottes sédimentaires de lacs ou de tourbières permettent de reconstituer des paléoclimats et donc des variations climatiques locales. Les différentes espèces ont des préférences thermiques. Suivant le principe d actualisme, le biotope (milieu et conditions de vie) des espèces fossiles est le même que leurs correspondants actuels. Globalement, les arbres nécessitent des températures supérieures aux plantes herbacées (herbes).
Chapitre 4 : Reconstitution des variations climatiques anciennes Pour les périodes anciennes (>1 Ma), la glaciologie ou la palynologie ne peuvent pas être utilisées, d'autres marqueurs doivent être envisagés. La mise en relation, au niveau mondial, des données locales permet de mettre en évidence d'importants changements climatiques. 1. Les roches témoins de conditions climatiques locales Les sédiments carbonatés permettent de calculer le δ 18 O de l'océan au moment de leur dépôt et ainsi d'évaluer la température. Certaines roches peuvent être utilisées comme des marqueurs de température : leurs conditions de formation sont des indicateurs climatiques. - tillites, lœss, dépôts glaciaires froid - coraux, argiles rouges, évaporites chaud 2. Reconstitution du taux de CO 2 atmosphérique Les variations climatiques aux grandes échelles de temps sont en relation avec des variations importantes dans la teneur en gaz à effet de serre de l'atmosphère, principalement le CO 2. Certains processus libèrent du CO 2 comme la sédimentation des carbonates et le volcanisme, en particulier lié à l'activité des dorsales (accrétion) ou de points chauds. Certains processus consomment du CO 2 : comme la fossilisation de MO à l'origine des roches carbonées (pétrole, charbons ). L'évaluation des phénomènes permet de reconstituer l'évolution du taux de CO 2 atmosphérique. Cette évaluation peut également être faite par la détermination de l'indice stomatique des plantes terrestres. Les stomates permettent l'absorption du CO 2 : le nombre de stomates dépend de la concentration atmosphérique en CO 2, il varie en fonction des espèces. Moins le taux de CO 2 est élevé, plus le nombre de stomates et donc l'indice stomatique est important. 3. Reconstitution du niveau marin Différents critères (sédimentation, fossiles marins, volume des glaces) permettent de reconstituer les variations du niveau de la mer. Les variations du niveau marin sont globalement corrélées aux variations de température : l'augmentation de température entraîne une élévation du niveau marin et inversement. Chapitre 5 : Evolution du climat 1. Le climat résulte de nombreuses interactions L'énergie solaire reçue par la Terre dépend de la variation cyclique des paramètres orbitaux et de l'activité solaire. Les variations de l'énergie solaire reçue, en modifiant la température, provoquent des variations de l'albédo et de l'effet de serre qui ont un effet amplificateur par rétroaction positive. L effet albédo agit sur l'extension ou la fonte des calottes polaires. L'extension des calottes entraîne une augmentation de l'albédo global et donc une diminution de l'énergie absorbée, et inversement. Schéma 7. Lorsque la température augmente, la solubilité de CO 2 dans l'océan diminue : du CO 2 passe de l'océan dans l'atmosphère ce qui entraîne une augmentation de l'effet de serre, et inversement. Schéma 8. Les processus entraînant une variation de l'effet de serre ont un impact climatique : ils exercent un forçage positif si la température augmente, ou négatif si elle diminue. Schéma 9. 2. Evolution future du climat L'estimation de l'évolution future repose sur la modélisation du climat intégrant d'une part les paramètres régissant le climat et d'autre part l'évaluation des effets anthropiques. Livre p.124 et 129. Les scénarios d évolution de la température moyenne de la Terre qui outre la variabilité naturelle du climat, prennent en compte l'impact de l'activité humaine (émission de gaz à effet de serre), prévoient un réchauffement de l'ordre de 2 à 5 C au cours du XXIe siècle.
Document 1 : Bilan radiatif annuel de la Terre en fonction de la latitude On mesure l'énergie incidente, c'est-à-dire la quantité d'énergie solaire arrivant en différents points du globe, et l'énergie rayonnée, c'est-à-dire l'énergie émise. 1. La répartition du rayonnement solaire est inégale sur Terre. Préciser comment elle varie. 2. Faire apparaître sur la figure les zones pour lesquelles le bilan radiatif est positif et celles pour lesquelles il est négatif. Document 2 : Spectres d'absorption et d'émission Lorsqu'un corps absorbe de l'énergie lumineuse, il la réémet vers l'espace sous forme de rayonnement dont la longueur d'onde dépend de sa température. Le spectre d'émission correspond à la répartition des radiations émises. Les spectres d'absorption des principaux gaz de l'atmosphère correspondent aux radiations absorbées. 1. Comparer le spectre solaire et le spectre terrestre. Sous quelle forme la Terre restitue-telle l'énergie absorbée? 2. Quelle est la caractéristique des gaz atmosphériques étudiés? Document 3 : Effet de serre L'émission d'énergie de la Terre s'effectue essentiellement par l'intermédiaire de l'atmosphère. L'absorption de radiations infrarouges est suivie de leur réémission qui s'effectue dans toutes les directions : une partie est émise vers l'espace, le reste est dirigé vers la surface. Le document donne les échanges entre l'espace, l'atmosphère et la surface. NB. Seul le flux solaire absorbé est pris en compte ici. 1. Compléter les tableaux suivants. Atmosphère Absorbé Emis Soleil Surface Total Espace Surface Total Surface Absorbé Emis Soleil Atmosphère Total Atmosphère 2. Montrer que le bilan radiatif global est nul, de même que les bilans de la surface et de l'atmosphère. 3. Expliquer le surplus de température dû à l'effet de serre : +15 C au lieu de -18 C.
Document 4 : Composition et évolution de l'atmosphère primitive Les chondrites sont des météorites non différenciées : la composition chimique totale de la Terre est très proche de celle des chondrites. Gaz Gaz chondritiques % Gaz volcaniques terrestres % Atmosphère actuelle % H 2 O 80 ± 10 83 ± 3 <1 CO 2 20 ± 10 12 ± 4 0,04 N 2 1 ± 5 5 ± 3 78 O 2 0 0 21 1. Donner la composition et l'origine de l'atmosphère primitive. 2. Donner l'évolution de l'atmosphère. Sachant qu'il n'y a pas eu création de N 2, indiquer comment a varié la pression atmosphérique. Document 5 : Le δ 18 O de la glace Les calottes de l'hémisphère nord (Groenland) et de l'antarctique sont le résultat de 800.000 ans d'accumulation de glace venant de la condensation de l'eau atmosphérique. A partir de la mise en relation des documents, montrer : - que les glaces polaires permettent de reconstituer des variations climatiques récentes - évaluer l'écart maximal de température - qu'il existe une périodicité dans les variations climatiques. Doc.1 : Le δ 18 O (delta 18 O) de la glace (Vostok) Les molécules d'eau constituant la glace peuvent être formées de différents isotopes stables de l'oxygène : 16 O (le plus abondant) H 2 16 O ou 18 O H 2 18 O Le δ 18 O (delta 18 O) est le rapport 18 O/ 16 O défini par rapport à celui existant actuellement dans l'océan. Doc.2 : Mesure du δ 18 O de carottes glaciaires Les carottes obtenues par forage permettent de mesurer le δ 18 O de la glace formée depuis 800.000 ans. Document 6 : Confrontation du δ 18 O et du δd Livre p.100-101, doc.1 et doc.3 Analyser en les confrontant les données du δ 18 O et du δd en différents lieux du globe.
Document 7 : Variation au cours des derniers 150 000 ans, de la teneur en méthane (CH 4 ) et en CO 2 Les courbes CH 4 et CO 2 ont été reconstituées d'après l'analyse de l'atmosphère emprisonnée dans la glace. ppb = partie par billion 10-9 ppm = partie par million 10-6 Antarctica correspond à la différence de température sur le plateau Antarctique par rapport à la température actuelle (environ -55 C). La température a été reconstituée d'après les variations du δ 18 O des glaces. Mettre en relation les courbes obtenues par l'analyse des glaces polaires. Document 8 : Variation du δ 18 O des sédiments océaniques et de l'excentricité de la Terre Le δ 18 O de l'océan peut être mesuré à partir des coquilles carbonatées de Foraminifères fossiles constituant les sédiments océaniques. L'excentricité correspond à la forme de l'orbite terrestre qui passe d'un cercle à une ellipse. Ce paramètre modifie la distance Terre-Soleil. A. δ 18 O des sédiments océaniques C. Mise en relation des données mesurées ou déduites B. Etalonnage du δ 18 O dans l'océan Doc. A et B 1. Préciser comment le varie le δ 18 O dans l'océan et montrer que les informations obtenues à partir de l'étude des sédiments océaniques sont en accord avec celles obtenues par l'étude des glaces polaires. 2. Mettre en relation les variations de l'excentricité et les variations de température. Doc. A et C 3. Expliquer comment la variation de l excentricité peut avoir des conséquences climatiques. 4. Localiser sur les graphiques les cycles glaciaires.
Document 9 : Paléofaune et changement climatique Doc.1 : Microfossiles d'une carotte de sédiments prélevée près des côtes de Norvège Neogloboquadrina pachyderma est un foraminifère dont l'enroulement du test (coquille) dépend de la température de l'eau de surface de la mer: enroulement dextre (vers la droite) lorsque l'eau de surface est chaude; enroulement senestre (vers la gauche) lorsque l'eau de surface est froide. (Taille réelle: de 0,2 à 0,5 mm.) Proportion de Neogloboquadrina pachyderma à enroulement dextre au cours du temps : Doc.2 : Courbe isotopique δ 18 O obtenue à partir du sondage de Camp Century dans les glaces du Groenland 1. Montrer que l'ensemble des données confirme une série d'oscillations climatiques suivie d'une relative stabilité du climat. 2. Confronter les résultats à ceux obtenus pour la tourbière de Chirens (TP) et conclure sur la globalité ou non du phénomène. Document 10 : Amplification des variations de température A. Dissolution du CO 2 en fonction de la température B. Albédo en fonction de la nature de la surface réfléchissante Nature de la surface Neige fraîche Glace Nuages Déserts sableux Végétation, sol nu, roches Forêts Océan calme Albédo 0,9 0,6-0,85 0,6-0,75 0,3-0,5 0,1-0,25 0,1-0,15 0,05-0,1 Le CO 2 est un gaz très soluble dans l eau. L océan est le principal réservoir à CO 2. Il existe des échanges permanents entre l atmosphère et l océan : lorsque le CO 2 se dissout, sa teneur dans l atmosphère diminue et celle dans l océan augmente et inversement. Sous forme d'un schéma cause conséquence, prévoir les conséquences climatiques : - d'une augmentation de la distance Terre-Soleil - d'une diminution de la distance Terre-Soleil
Document 11 : Evolution anthropique du climat A partir de la mise en relation des documents, identifier l'impact des activités humaines sur le climat et son évolution future. Doc. A Doc.B : Emissions humaines de carbone fossile depuis 1800 Doc. C : Comparaison des gaz à effet de serre L'action d'un gaz à effet de serre est évaluée par le PRG (pouvoir de réchauffement global) qui tient compte de son pouvoir d'absorption infrarouge et de son temps de résidence dans l'atmosphère. Gaz Concentration avant 1750 Concentration actuelle CO 2 278 ppm 387 ppm 1 Vapeur d'eau 0,3% 0,3% 8 PRG CH 4 (méthane) 0,7 ppm 1,7 ppm 23 NO 2 (oxyde nitreux) 0,275 ppm 0,311 ppm 310 Gaz fluorés artificiels dichlorodifluorométhane chlorodifluorométhane tétrafluorométhane hexafluorure de soufre 0 0 0 0 0,503 ppb 0,105 ppb 0,070 ppb 0,032 ppb >6200 >1300 6500 22800 Continent Doc. D : Evaluation par continent du couvert forestier Superficie forestière en 2000 (km 2 ) Superficie forestière mondiale (%) Perte brute de couvert forestier entre 2000 et 2005 (km 2 ) Perte brute de couvert forestier entre 2000 et 2005 (%) Amérique du nord 5 829 000 17,8 295 000 5,1 Asie 8 442 000 25,8 240 000 2,8 Amérique du sud 8 414 000 25,7 228 000 2,7 Afrique 5 635 000 17,2 115 000 2,0 Europe 3 099 000 9,5 86 000 2,8 Océanie 1 268 000 3,9 47 000 3,7 TOTAL 32 687 000 100 1 011 000 3,1