SVT - TS
- Spécialité
- Thème 2 - Enjeux planétaires contemporains : Atmosphère, hydrosphère, climats... du passé à l'avenir
- ouThème 2 - Atmosphère, hydrosphère, climats : du passé à l'avenir.
- Programme TS - BO spécial n°8 du 13 octobre 20122
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Thème 2 - Spécialité
Atmosphère, hydrosphère, climats : du passé à l'avenir
Préambule
Comme
les autres thématiques de spécialité, l’objectif de cette partie du
programme est de préparer les élèves à une poursuite d’études en
renforçant l’acquisition de connaissances et les démarches spécifiques
qui y sont associées. La thématique du climat, souvent abordée dans les
médias, permettra ici d’apporter aux élèves des connaissances globales
sur la relation entre les enveloppes fluides de la Terre et le climat,
en s’appuyant sur des moments exemplaires de l’histoire de la Terre. Il
ne s’agit pas de viser à une connaissance exhaustive de l’ensemble des
éléments déterminants le climat dans l’histoire de la Terre, ni d’en
connaître toutes les techniques d’études, mais d’aborder quelques
aspects des interactions enveloppes fluides de la Terre-climats. Le
traitement de cette thématique s’appuiera avec profit sur des démarches
d’investigation permettant ici de renforcer des compétences variées des
élèves (manipulations, observations, comparaison et analyse de données,
etc.).
Cette
partie du programme de spécialité permet aussi de conforter des
compétences dans les domaines de l’éducation au développement durable,
dans la maîtrise de la notion de modèle et de travailler les
compétences documentaires.
L’éducation au développement durable :
Les fondements scientifiques rigoureux de l’évolution des climats sont posés dans cette partie.
Fondements
nécessaires à la compréhension des débats actuels sur le réchauffement
climatique et ses causes. Une approche prenant en compte les enjeux et
objectifs de l’éducation au développement durable est particulièrement
indiquée. Elle permettra de parfaire la formation des élèves dans une
approche systémique et complexe à différentes échelles de temps et
d’espace.
La notion de modèle :
Les
modèles climatiques sont essentiellement construits sur le mode du
raisonnement inductif, peu mobilisé dans notre enseignement, tout en
utilisant aussi le raisonnement déductif plus connu des élèves et mieux
maitrisé. Les modes de raisonnement, les conditions et limites des
modèles puis leur utilisation sont des éléments importants de réflexion
sur la démarche scientifique.
Les compétences documentaires :
Dans
le cadre strict du raisonnement scientifique, il est important de
travailler sur la validité des documents et modèles étudiés. Ce thème,
très développé dans les médias, est sujet à débats et controverses. A
ce niveau d’enseignement, il est nécessaire que les élèves sachent
évaluer la pertinence, le statut et la valeur des documents trouvés
lors des recherches et en tenir compte lors de leur étude.
Les acquis des élèves
Collège / socle commun :
•
Responsabilité humaine en matière de santé et d’environnement :
Comparer les conséquences environnementales entre l’utilisation des
énergies renouvelables et non renouvelables.
•
Repérer les facteurs d’origine humaine agissant sur l’effet de serre et
en déduire les pratiques individuelles permettant de le limiter
collectivement.
• Quatrième : utilisation, intérêts et limites d’un modèle analogique
Lycée :
• Seconde :
◦ La Terre est une planète rocheuse du système solaire.
◦ Les conditions physico-chimiques qui y règnent permettent l’existence d’eau liquide et d’une atmosphère compatible avec la vie.
◦ Ces particularités sont liées à la taille de la Terre et à sa position dans le système solaire.
• Première S : La notion de modèle
Exemples d’activités
Les
activités proposées ne constituent que des possibilités de travaux à
mener avec les élèves et nullement des passages obligés pour
l’enseignant, de même que celui-ci peut proposer des activités ne
figurant pas dans la liste ci-dessous.
De
nombreuses manipulations proposées ci-dessous portent sur les mêmes
objets à celles proposées pour l’ancien programme de spécialité SVT,
mais il faut être attentif au fait que les entrées et les optiques de
ces manipulations sont souvent différentes.
De
nombreux documents peuvent faire l’objet d’un travail de recherche
documentaire, ou l’étude critique des sources utilisées et du mode de
construction d’un document proposé par l’enseignant ou trouvé par les
élèves.
Tableaux à insérer
Atmosphère terrestre initiale et transformation
au cours des temps géologiques
Les apports de la glaciologie et autres arguments
concernant le climat des 800 000 dernières années
Traces des variations climatiques sur les grandes durées
Supports
Livres
- Claude Allègre et René Dars : Géologie : passé, présent et avenir de la Terre, Ed Belin Pour La Science, 2009
- Claude Allègre : Géologie isotopique, Ed Belin, 2005
- André Berger : Le climat de la Terre, un passé pour quel avenir », Ed De Boeck Université, 1992
- Collectif, préface d’Erik Orsenna et Michel Petit : Climat, une planète et des hommes – Quelle influence humaine sur le réchauffement climatique ? , Ed Le Cherche Midi, 2011
- Jean-François Deconinck : Paléoclimats, l’enregistrement des variations climatiques, Ed Vuibert, 2006
- Frédéric Denhez : «Atlas du changement climatique : du global au local : changer les comportements, (+ 1 DVD), Ed Autrement, collection Atlas Monde, 2009
- Serge Elmi et Claude Babin : Histoire de la Terre, Ed Armand Colin, 2006
- Laurent Emmanuel, Marc de Rafélis et Ariane Pasco : Géologie, maxi fiches, Ed Dunod
- Jean-Louis Fellous : Idées reçues : le climat, Ed Le Cavalier bleu, 2005
- Jean-Louis Fellous, Catherine Gautier : Comprendre le changement climatique, Ed Odile Jacob, 2007
- G. Godet, A. Chapel, M. Fieux et al : Océans et atmosphère, Ed Hachette, collection Synapses, 1996
- Muriel Gargaud, Didier Despois et Jean-Pierre Parisot : L’environnement de la Terre primitive, Ed Presses Universitaires de Bordeaux, 2001
- Muriel Gargaud, Hervé Martin et al : Le Soleil, la Terre, la vie : la quête des origines, Ed Belin Pour La Science, 2009
- Jean-Marc Jancovici : L’avenir climatique : Quel temps ferons-nous ? , Ed Seuil, coll Points Sciences, 2005
- Sylvie Jousseaume : Climat, d’hier à demain, Coll Savoir au présent, 1993
- Robert Kandel : Le devenir des climats, Ed Hachette pratique, 1995
- Robert Kandel : L’incertitude des climats, Ed Hachette littératures, Coll Pluriel, 1998
- Robert Kandel : Le réchauffement climatique, Ed PUF, Coll “Que sais-je ?”, 2010
- Hervé Le Treut et Jean-Marc Jancovici : L’effet de serre : Allons-nous changer le climat ? Ed Flammarion, 2009
- Hervé Le Treut : Nouveau climat sur la Terre : Comprendre, prédire, réagir, Ed Flammarion, 2009
- André Legendre : L’Homme est-il responsable du réchauffement climatique ? Ed EDP Sciences, coll Bulles de science, 2009
- Emmanuel Leroy Ladurie : Les fluctuations du climat de l’an mil à aujourd’hui, Ed Fayard, 2011
- Stephen Marshak : Terre, portrait d'une planète, chapitre n°22 : “les secrets de la glace”, Ed De Boeck, 2010
- Valérie Masson Delmotte : Climat : le vrai et le faux, Ed Le Pommier, 2011
- Jacques Merle : L’océan gouverne-t-il le climat ? Histoire d’une conquête scientifique récente, Ed Vuibert / IRD, 2009
- Adolphe Nicolas : 2050, Rendez-vous à risque, Ed Belin Pour La Science, 2004
- Monique Rotaru, Jérôme Gaillardet, Michel Steinberg et Jean Trichet : Les climats passés de la Terre, Ed Vuibert, 2006
- Pierre Peycru, Jean Michel Dupin et al. : Géologie tout-en-un, 1ère et 2ème années BCPST, Ed Dunod
- Raphaël Trotignon : Comprendre le réchauffement climatique, Ed Pearson Education, coll Comme un expert”, 2009
- Brigitte Van Vliet – Lanoë : La planète des glaces, histoire et environnement de notre ère glaciaire, Ed Vuibert, 2005
Revues, articles
- L’atmosphère, Dossier Pour La Science n°12, juin 1996.
- L’Europe se réchauffe, La Recherche n°321, juin 1999.
- Le climat des 21 000 dernières années, Dossier Pour la Science n°43, avril-juin 2004.
- Méthane et climat, Pour la Science n°323, septembre 2004.
- Le risque climatique, Les dossiers de La Recherche n°17, nov - déc 2004.
- Le changement climatique, Géosciences, La revue du BRGM pour une Terre durable n°3, mars 2006.
- Comment estimer le changement climatique, Dossier Pour la Science n°52, juillet-sept. 2006.
- 800 000 ans d’histoire du climat lus dans la glace, CLEFS CEA n°54, automne 2006.
- L’histoire de la Terre, Les dossiers de La Recherche n°25, nov 2006 – janv 2007.
- L’odyssée de la Terre avant l’Homme, Science Et Vie Hors-Série n°237, décembre 2006.
- Le climat, Dossier Pour La Science n°54, janv – mars 2007.
- Le réchauffement climatique, Sciences Et Avenir Hors-Série n°150, mars – avril 2007.
- Climat, le dossier vérité, Science Et Vie Hors-Série n°240, septembre 2007.
- Réchauffement climatique : le temps des certitudes, Pour la Science n°360, octobre 2007.
- Le défi climatique, maîtriser le réchauffement, Les dossiers de La Recherche n°31, mai 2008.
- Construire un monde durable, Science Et Vie Hors-Série n°243, juin 2008.
- Climat, comment les villes se préparent au changement, Science Et Vie “Questions Réponses / spécial
- sommet de Copenhague”, décembre 2009.
- Méthane, plantes et climat, Pour la Science n°353, mars 2007.
- 800 000 d’histoire du climat, Pour la Science n°355, mai 2007.
- Les 3 inconnues du climat, La Recherche n°414, décembre 2007.
- Le nickel à l’origine de la Grande Oxydation, La Recherche n°431, juin 2009.
- Climats du passé : l’apport des forages profonds dans les glaces polaires, Rayonnement du CNRS n°54, juin 2010.
- Le dernier réchauffement, Pour La Science n°408, octobre 2011.
- Réchauffement, ce que mesurent les spécialistes, La Recherche n°457, décembre 2011.
Sites internet
-www.insu.cnrs.fr/co/environnement/climat-changement-climatique/les-resultats-des-modeles-climatiques
2011-10-03.xml
2011-10-10.xml
-http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-climat-masson-2002-conf.xml (diaporama
« Les changements climatiques » de Valérie Masson-Delmotte, du
laboratoire des sciences du climat et de l’environnement, journées SVT
du 6 mars 2002)
-http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-series-temporelles2.xml
-http://sites.univ-provence.fr/cies (« La mémoire de notre planète. Comment les archives de la Terre enregistrent son passé », Gilles MIRALLES)
Vidéos
-
Frédéric Denhez : « Atlas du changement climatique : du global au local
: changer les comportements » DVD + livre, Ed Autrement, collection
Atlas Monde, 2009
- Al Gore : « Une vérité qui dérange », DVD Paramount Pictures, 2007
- Gilles L’Hôte : « L’histoire du climat » DVD A La Source Du Savoir, 2008
Logiciels
- Logiciel Vostok (forage dans la glace Antarctique, delta 18O, composition des bulles d’air, paléotempératures) :
- Logiciel PaleoVu : www.inrp.fr/Acces/biotic/accueil.htm
- Logiciel Oxygène (composition isotopique de l’eau, comportements différents de H2 16O et de H2 18O au cours des processus physiques) :
- Logiciel Google Earth et son fichier « glaciations quaternaires.kmz » :
- Logiciel Climat2 (les paramètres astronomiques et leur influence sur le climat) :
www4.ac-lille.fr/~svt/svt/download.php?lng=fr
- Logiciel SimClimat (simulation d’évolution du climat dans le futur) :
Focus scientifiques
L’objectif est d’apporter quelques éclairages scientifiques sur certains aspects du thème.
L’atmosphère primitive
Le
programme de spécialité s’intéresse notamment au passage d’une
atmosphère primitive à une atmosphère oxydante, c'est-à-dire avec un
taux de dioxygène significativement élevé. Actuellement de 20,8 %, il
était probablement nul dans l’atmosphère primitive initiale.
On
utilise des indicateurs géologiques, en particulier certaines roches
sédimentaires, pour retrouver la composition de l’atmosphère primitive.
Cependant, l’atmosphère a pu commencer à se former très tôt au cours de
l’éon Hadéen, correspondant à la période allant de la naissance de la
Terre à la mise en place de la plus ancienne roche connue : un gneiss
canadien daté de – 4 Ga. En l’absence de roche hadéenne, la chimie
vient alors au secours des chercheurs. C’est plus précisément le
fractionnement des isotopes de certains éléments qui permet de
construire des hypothèses sur l’environnement primitif de notre
planète, et donc, sur la première composition de son atmosphère.
L’origine de l’atmosphère primitive à l’Hadéen (-4.55 Ga à -4 Ga)
Plusieurs réservoirs d’éléments volatils
On retient comme réservoirs de volatils ayant pu contribuer à la mise en place de l’atmosphère primitive :
• la matière solaire, c'est-à-dire la nébuleuse protosolaire présente lors de la formation de la Terre
• le manteau terrestre qui a libéré de nombreux volatils lors d’un dégazage dès l’Hadéen
• les chondrites carbonées ayant bombardé la Terre après son accrétion
La contribution de la nébuleuse protosolaire
Les
études convergent vers une formation de la Terre en 50 à 100 Ma,
période au cours de laquelle se déroule l’accrétion des chondrites
formant la Terre. La différenciation de la Terre a pris encore 10 à 60
Ma. La nébuleuse protosolaire ayant une durée de vie d’environ 20 Ma,
elle a constitué l’environnement de la Terre en formation. Certains de
ses éléments volatils ont pu être capturés gravitationnellement dans
l’atmosphère primitive. Cette contribution est cependant limitée : la
composition de l’atmosphère en nombreux isotopes de gaz rares est trop
différente de celle de la matière solaire.
Le dégazage précoce à l’origine de l’atmosphère primitive
On
enseigne depuis longtemps le concept de dégazage : l’énergie libérée
sous forme de chaleur par l’accrétion puis la différenciation
terrestre, à laquelle s’ajoute celle produite par les désintégrations
radioactives, implique une Terre partiellement en fusion. Les magmas
silicatés légers migrent en surface, formant un océan magmatique.
Celui-ci dégaze alors massivement les éléments volatils à l’origine de
l’atmosphère primitive.
Le
refroidissement de la Terre a entraîné la formation d’une première
croûte basaltique. Seuls certains modèles conçoivent la formation de
croûte continentale primitive dès – 4,4 voire – 4,5 Ga (par fusion de
la croûte basaltique subductée, comme à l’Archéen). Une fois la croûte
réellement formée, on peut parler de « dégazage du manteau », terme
couramment employé. Cependant, la croûte hadéenne peut avoir été
partiellement ou totalement entraînée en fusion temporaire à cause du
bombardement météoritique qui a continué après la formation de la
Terre. La croûte et le manteau ont donc fourni des éléments volatils à
l’atmosphère primitive par dégazage.
Ce
dégazage s’est fait précocement dans l’histoire de la planète. En
témoignent la composition de l’atmosphère actuelle en certains isotopes.
• Pour l’argon, le rapport atmosphérique 40Ar/36Ar, mesuré à 295,5, traduit un excès de 40Ar
car l’argon 36 est supposé être l’isotope de l’argon le plus abondant
au moment de la formation du système solaire. La production de l’argon
40 à partir du potassium 40 radioactif est envisageable mais la
demi-vie de l’argon 40 est de 1,25 Ga. De plus, les basaltes océaniques
issus du manteau montrant des valeurs du rapport 40Ar/36Ar
jusqu’à 40 000, on s’aperçoit que le manteau est un réservoir important
d’argon 40. Non seulement le dégazage du manteau expliquerait l’excès
d’argon 40 dans l’atmosphère, mais les modèles de cinétique chimique
expliquant les transferts d’isotopes de l’argon entre manteau (et
croûte) et l’atmosphère primitive indiquent un dégazage précoce, au
cours des premiers 500 Ma d’existence terrestre, bien avant une
influence significative de la production d’argon 40 par radioactivité.
• Dans des MORB (Mid Oceanic Ridge Basalt, basaltes de dorsale océanique), on a détecté un excès important de l’isotope du xénon 129Xe. Cet isotope est par contre rare dans l’atmosphère. Le 129Xe provient de la désintégration de l’iode 129I,
de demi-vie courte : 17 Ma. L’iode 129 s’est formé avant le système
solaire, et a été piégé dans le manteau au cours de l’accrétion. Avec
une demi-vie si courte, la production de xénon 129 par radioactivité
aurait pu influencer la composition atmosphérique rapidement. Comme cet
isotope est rare dans l’atmosphère, le dégazage du manteau se serait
fait avant cette influence, là encore sans doute pendant les 500
premiers millions d’années de l’existence de la Terre.
Il
semble que l’atmosphère primitive se soit mise en place relativement
tôt, au cours des 500 premiers millions d’année d’existence de notre
planète. Le dégazage est l’événement le plus important pour former cette première atmosphère primitive.
Le bombardement de la Terre après sa formation
Au
cours de l’Hadéen, le bombardement de la Terre par des météorites et
des comètes, de tailles kilométriques parfois, est attesté par les
cratères d’impacts lunaires. La datation de ce bombardement est
déterminée grâce à celle des basaltes lunaires. Ce bombardement aurait
pu influencer la composition de la Terre comme celle de l’atmosphère
primitive.
•
La présence d’éléments sidérophiles dans le manteau, normalement
absents après différenciation terrestre, suggère un ajout tardif par
bombardements de chondrites carbonées.
•
Les études du rapport deutérium/hydrogène (rapport D/H) de l’eau des
océans et du manteau suggèrent aussi une filiation avec des chondrites
carbonées.
Le
bombardement de la Terre après sa formation par des chondrites
carbonées aurait ainsi pu apporter un grand nombre d’éléments volatils
à la Terre et à l’atmosphère. On pense notamment que le stock d’eau
terrestre existe grâce à ce bombardement.
Au-delà
de la capture primordiale de gaz de la nébuleuse protosolaire, capture
ayant peu contribué à l’élaboration de l’atmosphère, le dégazage de la
Terre est un des mécanismes qui a permis de stabiliser, dès -4,3 Ga,
une atmosphère primitive. Le bombardement post-accrétion de notre jeune
planète par des chondrites carbonées, à l’origine du stock terrestre
d’eau, a permis d’enrichir l’atmosphère en certains éléments volatils.
La composition chimique de l’atmosphère primitive prébiotique au cours de l’Hadéen
Chondrites parentes et manteau terrestre
Le
dégazage du manteau dépend de sa composition chimique, elle-même régie
par la composition des corps s’étant accrétés pour former la terre
primitive. On s’accorde à penser que ces corps sont des chondrites. Ce
sont des météorites indifférenciées, dont la composition moyenne en
éléments chimiques est la même que la composition moyenne terrestre, et
que la composition moyenne solaire.
Le
dégazage du manteau dépend de sa composition chimique, elle-même régie
par la composition des corps s’étant accrétés pour former la terre
primitive. On s’accorde à penser que ces corps sont des chondrites. Ce
sont des météorites indifférenciées, dont la composition moyenne en
éléments chimiques est la même que la composition moyenne terrestre, et
que la composition moyenne solaire.
Les
chondrites sont divisées cependant en plusieurs catégories, selon les
variantes de leur chimie. Il y a deux types de chondrites susceptibles
d’être à l’origine de la Terre :
•
Les chondrites à enstatite : elles contiennent des minéraux mis en
place dans des conditions réductrices. Elles seraient à l’origine d’un
manteau plus réduit que le manteau actuel. Les conditions d’oxydation
du manteau ont alors forcément évolué. Des chercheurs ont montré,
d’après la chimie de laves archéennes (komatiites), que depuis -3,8 Ga,
le manteau avait le même état d’oxydation qu’actuellement.
•
Les chondrites carbonées : outre leur richesse en carbone, ce sont les
météorites les plus similaires à la matière solaire. Elles sont aussi
plus oxydées que les chondrites à enstatite.
Il
y a des arguments pour une contribution de chaque type de chondrite
cité ci-dessus : les chondrites à enstatite présentent une composition
isotopique en oxygène plus proche de celle des roches terrestres.
L’oxygène étant l’élément chimique le plus abondant, cela argumente
l’idée d’une Terre formée à partir de ces météorites. Par contre, la
composition en métaux comme Si, Al, Fe, Mg des roches terrestres est
plus proche de celle des chondrites carbonées.
Il
aurait pu y avoir des échanges entre les régions du système solaire où
se forment les 2 types de météorites, en témoignent des inclusions
minérales typiques de chondrites carbonées récemment découvertes
piégées au sein de chondrites à enstatite, ce qui permet d’imaginer une
contribution partagée des deux types de météorites pour la composition
du manteau primitif.
Nature du manteau et dégazage à l’Hadéen
•
Dans le cas d’un manteau réduit issu de chondrites à enstatite, le
dégazage entraînerait la formation d’une atmosphère primitive
réductrice pourvue en H2, CH4, H2S, NH3.
On obtient les composants d’une atmosphère prébiotique réductrice
proche de celle imaginée par Miller. Celui-ci, en 1953, a simulé un tel
milieu. Il a pu mettre en évidence la mise en place de réactions
chimiques ayant notamment produit des acides aminés du vivant.
•
Dans le cas d’un manteau plus oxydé issu de chondrites carbonées,
l’atmosphère primitive est logiquement plus oxydante. Par exemple,
l’azote serait plutôt sous forme N2 et le carbone sous forme de CO2. Plus oxydante certes, mais dépourvue de dioxygène.
En
se basant sur l’état d’oxydation du cérium dans les zircons hadéens,
donc des magmas à partir desquels ils se sont formés, les chercheurs
pensent que l’atmosphère prébiotique n’a pas été une atmosphère
réductrice riche en méthane et ammoniac, mais plutôt une atmosphère
possédant CO2, SO2, N2 et H2O.
Dépourvue de dioxygène mais pas réductrice, certains statuent sur une
atmosphère neutre, d’autres sur une atmosphère presque aussi oxydante
qu’actuellement.
•
Une telle composition atmosphérique peut s’expliquer par le dégazage
d’un manteau oxydant, celui-ci existant dès la formation de la Terre
dans le cas d’une accrétion de chondrites carbonées.
Si
on part de chondrites à enstatite, il faut attendre l’oxydation
progressive du manteau jusqu’à son niveau actuel il y a 3,8 Ga.
•
D’autre part, le bombardement post accrétion par les chondrites
carbonées contribue lui aussi à apporter à l’atmosphère les volatils
sous forme oxydée, notamment N2, CO2, CO et H2O.
Le
problème de l’atmosphère primitive à l’Hadéen est la quasi-absence
d’archives géologiques permettant de retrouver clairement ce qu’elle
fut alors. On utilise un recoupement d’autres informations.
Richesse en dioxyde de carbone de l’atmosphère primitive hadéenne
L’importance de l’océan primitif
Les
zircons sont des minéraux extrêmement résistants, certains zircons
australiens sont les plus vieux minéraux datés par radiochronologie : –
4,3 à – 4,4 Ga. Leur richesse en 18O
suggère une interaction entre manteau et eau de mer. L’eau liquide se
serait alors mise en place sur Terre formant un océan primordial dès
l’Hadéen … mais peut-être vaporisé plusieurs fois par le bombardement
externe encore intense.
Ce
qui importe est l’existence d’eau liquide dès l’Hadéen. L’eau liquide
suppose une température de surface suffisante alors que la luminosité
solaire était inférieure à l’actuelle. L’atmosphère devait donc assurer
un effet de serre suffisant pour permettre l’existence de cette eau
liquide.
Une atmosphère riche en CO2 peut exercer un tel effet de serre. Or, la richesse en CO2 de
l’atmosphère primitive dès l’Hadéen est un concept argumenté par le
bombardement terrestre par les chondrites carbonées ainsi que par le
dégazage intense d’un manteau oxydé ou s’oxydant.
Carbonates et taux atmosphérique en CO2
L’existence
de l’eau liquide suppose aussi la mise en place du processus de
sédimentation des carbonates. Ces carbonates ont cependant la vie dure
à l’Hadéen. La croûte continentale se forme grâce au magmatisme lié à
la subduction de la croûte océanique basaltique. Mais à l’époque, la
croûte basaltique subductée était bien plus jeune, elle devait avoir
entre 10 à 20 Ma, contre 60 Ma en moyenne actuellement. Les fonds
marins ayant une durée de vie courte, les carbonates étaient rapidement
subductés, le carbone recyclé dans le manteau et à nouveau dégazé en CO2.
Le contact avec les laves permet aussi une décomposition thermique des
carbonates en surface. Les carbonates qui avaient éventuellement été
déposés dans un océan hadéen transitoire auraient pu être décomposés
thermiquement par la formation d’océans magmatiques locaux lors du
bombardement par des météorites de taille kilométrique. Enfin, les
carbonates se forment par l’altération et le lessivage de la croûte
entraînant dans l’océan des ions Ca2+. La croûte primitive était moins calcique (il existe cependant d’autres carbonates (FeCO3, MgCO3 par
exemple), mais surtout, la croûte continentale était encore peu formée,
il n’y avait pas grand-chose à altérer et lessiver pour former des
carbonates.
La pression partielle en CO2 sur
Vénus est de 90 bars (contre 0,3 mbar actuellement dans notre
atmosphère). L’absence d’hydrosphère, donc de formation de carbonates,
explique une telle accumulation de CO2. Une telle atmosphère aurait pu exister sur la Terre primitive très active, donc dégazant intensément le CO2 (plus l’apport externe par le bombardement), sans qu’il soit piégé dans les carbonates.
L’atmosphère primitive hadéenne aurait ainsi pu être une atmosphère dense, avec une pression partielle de CO2 de plusieurs dizaines de bars (60 bars si tout le carbone des carbonates actuels passait dans l’atmosphère).
A
l’Hadéen, se met en place une première atmosphère primitive.
L’importante activité interne et le bombardement intense génère très
tôt une atmosphère probablement non réductrice, dense et riche en CO2.
Elle est aussi assez riche en eau. Au cours de l’Hadéen, la
condensation à l’origine de l’eau liquide signifie que la teneur en
vapeur d’eau de l’atmosphère primitive a diminué.
Évolution de l’atmosphère à l’Archéen: premiers liens entre atmosphère et activité biologique
On
ne sait pas exactement dater l’apparition de la vie. On pense que les
premières activités biologiques ont pu apparaître pendant l’Hadéen,
mais le bombardement terrestre encore trop intense ne permet pas de
concevoir un océan hadéen stable. Il en va alors de même pour la vie.
L’Archéen
est par contre une période de l’histoire de la planète ayant laissé des
marqueurs géologiques bien plus nombreux. L’Archéen correspond à la
mise en place d’un océan primitif et d’une activité biologique durable.
Diminution de la richesse en dioxyde carbone de l’atmosphère
L’analyse de paléosols de l’Archéen tardif (-2,8 Ga) montre l’absence de sidérite (FeCO3), cela est interprété comme une pression partielle en CO2 seulement jusqu’à 100 fois plus forte que l’actuelle.
L’atmosphère primitive est certes toujours plus riche en CO2 que
l’atmosphère actuelle, mais la limite maximale de 100 fois la pression
partielle, voire seulement 33 fois pour d’autres, a une signification
importante : l’Archéen montre une diminution de la pression partielle en CO2 de l’atmosphère primitive. Comment s’est produite une telle diminution?
•
Les plus anciens sédiments sont archéens (-3,88 Ga, Groenland), ils
signifient la présence d’eau liquide. On conçoit donc l’existence d’un
océan archéen mis en place entre – 4 et – 3,9 Ga. La diminution
significative du bombardement terrestre par des corps de grande taille
le rend (enfin) durable. D’autre part, la surface de la croûte
continentale s’est accrue. L’atmosphère primitive aurait vu sa richesse
en CO2 diminuer significativement par formation de carbonates piégeant le CO2, de moins en moins vite recyclés du fait du ralentissement de l’activité interne lié au refroidissement progressif de la Terre.
•
Le refroidissement terrestre implique aussi une diminution du dégazage.
Le bombardement a lui aussi énormément diminué, donc son apport en CO2 aussi.
• Peut-être aussi le CO2 a-t-il commencé à être significativement consommé par les êtres vivants photosynthétiques.
Des modèles ont été établis pour chiffrer l’évolution de la pression partielle en CO2. On passe de plusieurs dizaines de bars à :
• 30 mbar pour les modèles d’atmosphère archéenne relativement pauvre en CO2
• 200 mbar pour les modèles les plus riches en CO2.
On reste au-dessus des 0,3 mbar actuels dans tous les cas.
Augmentation de la teneur en diazote dans l’atmosphère
Des modélisations ont établi que le N2 a
atteint une pression partielle proche de la valeur actuelle (0,8 bar)
dès – 4,3 Ga, après son dégazage par le manteau. La diminution de la
concentration atmosphérique en CO2 et la condensation de l’eau dans l’océan primitif (qui a peut-être existé avant l’Archéen) « profite » au N2 qui devient progressivement le composant dominant de l’atmosphère. La
pression atmosphérique totale aurait été de 1 bar à l’Archéen, soit une
pression similaire à la pression atmosphérique actuelle. L’atmosphère
contient dès lors près de 80% de N2. La richesse en N2 est, dès l’Archéen, une caractéristique fixe de l’atmosphère terrestre.
Le méthane dans l’atmosphère primitive archéenne
Outre un dégazage possible dans le cas d’un manteau plus réducteur, la vie aurait pu produire du CH4 avant
– 3,8 Ga (à partir de – 4,2 Ga). Parmi les organismes primitifs,
existaient sans doute des procaryotes méthanogènes. L’effet de serre
généré par la présence atmosphérique de ce méthane biogénique a
favorisé le maintien de l’eau liquide sur Terre malgré une luminosité
solaire inférieure à l’actuelle. Cette composante d’origine biologique
de l’effet de serre aurait pu réchauffer le climat et favoriser la
formation des carbonates par précipitation chimique, facteur de la
diminution du taux de CO2 atmosphérique à l’Archéen.
D’autre part, si la diminution de la quantité de CO2 est
importante (plutôt 30 mbar de pression partielle que 200 mbar), elle a
dû être compensée pour maintenir un effet de serre suffisant pour
l’existence de l’eau liquide sur Terre. L’atmosphère primitive
archéenne enrichie en CH4 d’origine biologique permet un tel effet de serre malgré la décroissance de la quantité de CO2.
À
la fin de l’Archéen, entre – 2,7 et – 2,5 Ga, on note une diminution de
moitié des concentrations de nickel dans les roches sédimentaires comme
les fers rubanés (Kornhauser et al.). Le refroidissement terrestre,
donc le ralentissement de l’activité interne, aurait diminué l’apport
hydrothermal de nickel dans les océans. Or, les procaryotes
méthanogènes se nourrissant de nickel, leur importance dans la
biosphère aurait significativement chuté. La production de méthane
biogénique diminuant, le taux en méthane de l’atmosphère archéenne a
diminué.
Le dioxygène dans l’atmosphère archéenne
Apparition de la photosynthèse
L'enrichissement
en carbone 12 de sédiments archéens datés de – 3,7 à – 3,8 Ga pourrait
montrer que, dès le début de l’Archéen voire peut-être avant, il y
avait une activité photosynthétique, donc une libération de dioxygène
possible. La plus ancienne formation sédimentaire interprétée comme
résultante d’une activité biologique est la formation australienne de
Pilbara, datée de – 3,5 Ga. Elle contient des structures appelées
stromatolithes.
Les
stromatolithes sont des formations carbonatées (plus rarement
siliceuses) caractérisées par des dépôts laminaires de carbonates
clairs, alternés avec des laminations sombres riches en matière
organique.
(cf.http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-stromatolithes.xml).
Actuellement,
ce type de formation se met en place grâce à l’activité
photosynthétique des cyanobactéries. Ce sont des bactéries possédant
des thylakoïdes libres dans leur cytoplasme, munis de photosystèmes
leur permettant de réaliser la photosynthèse. Elles se développent en
formant une colonie en tapis sur un support au moins humide. Dans le
cas des stromatolithes, leur consommation de CO2 favorise
la précipitation de carbonates. Le tapis bactérien est alors recouvert
par un dépôt de calcaire clair, les bactéries recouvertes sont «
étouffées » et meurent ce qui forme le dépôt sombre. Les cyanobactéries
recolonisent alors le substrat calcaire. La construction en couches
alternées du stromatolithe se déroule ainsi cycliquement.
La
présence de stromatolithes archéens montre l’existence de
cyanobactéries réalisant la photosynthèse. Elles se sont aussi
fossilisées dans des fers rubanés (voir paragraphe suivant). On pense
qu’elles se sont développées dans l’océan archéen. Du dioxygène est
donc libéré … mais cela n’entraînera pas immédiatement l’oxygénation de
l’atmosphère.
Les fers rubanés archéens
Une autre formation sédimentaire est présente à l’Archéen : les fers rubanés (ou formations ferrifères rubanées, banded iron formation ou BIFs).
Ce sont de petits ensembles discontinus au sein de sédiments archéens,
formés de dépôts sédimentaires siliceux alternativement riches et
pauvres en oxydes de fer.
Les bancs riches en oxydes de fer sont roses à rouges car ils contiennent de l’hématite Fe2O3 et de la magnétite Fe3O4. Cela explique l’allure rubanée de ces formations.
Voir la photo (pdf, http://cache.media.eduscol.education.fr/file/SVT/09/8/Climat_220098.pdf) : Échantillon de fer rubané daté de l’Archéen (Dépôt siliceux pauvre en Fe2O3, Dépôt siliceux riche en Fe2O3).
La formation de ces oxydes de fer nécessite la présence initiale de fer ferreux réduit Fe2+ soluble dans l’océan archéen. Cela est impossible actuellement, l’hydrosphère étant oxydée.
Le dégagement de dioxygène par l’activité des cyanobactéries aurait oxydé Fe2+ en Fe3+.
Ce dernier, insoluble dans l’eau, aurait réagi avec le dioxygène pour
former l’hématite. La magnétite est une combinaison d’hématite et
d’oxyde ferreux FeO, issu de la combinaison de Fe2+ avec l’oxygène.
La précipitation de ces oxydes de fer implique deux choses :
• L’océan archéen est réduit car pourvu d’ions Fe2+
• Le dioxygène dégagé par photosynthèse n’a pas oxydé immédiatement l’atmosphère, puisqu’il était piégé dans les oxydes de fer.
L’atmosphère archéenne était donc dépourvue de dioxygène, ou très pauvre en O2 (moins de 0.2%)
D’autres arguments pour une atmosphère archéenne anoxique
D’autres roches sédimentaires témoignent de l’absence ou de la faible quantité de dioxygène dans l’atmosphère archéenne :
•
Des poudingues à pyrite (photo ci-après), datés de l’Archéen, ont été
trouvés dans le bassin sédimentaire du Witwatersrand, en Afrique du
sud. Les poudingues sont des conglomérats à galets détritiques
arrondis, usés, donc transportés longtemps par des cours d’eau. Or, la
pyrite est instable dans les eaux oxydantes (elle devient oxyde
ferrique). Cela signifie que les cours d’eau archéens n’étaient pas
oxydés, donc que l’atmosphère archéenne était dépourvue de dioxygène.
Voir la photo (pdf, http://cache.media.eduscol.education.fr/file/SVT/09/8/Climat_220098.pdf) : Galets arrondis, émoussés, de pyrite dans un poudingue archéen (Galets arrondis de pyrite)
• Dans certains paléosols archéens, on trouve de l’uraninite UO2. Or, celle-ci est instable en présence d’O2 libre, elle est oxydée en UO3, soluble dans l’eau. La présence d’uraninite confirme l’absence (ou la très faible présence) d’O2 dans l’atmosphère archéenne
L’atmosphère archéenne est donc une atmosphère composée de 80% de N2, d’environ 20 % d’autres gaz dont les gaz effet de serre : soit seulement du CO2, soit du CO2 et d’autres gaz dont le méthane. Les concentrations en CO2 puis
en méthane ont décru au cours de l’Archéen. Malgré son dégagement par
l’activité photosynthétique des cyanobactéries, le dioxygène est absent
ou en quantité très faible. A la fin de l’Archéen, son taux
atmosphérique devait être inférieur à 1 % du taux actuel, soit moins de
0,2 % de l’ensemble des gaz atmosphériques.
L’oxygénation de l’atmosphère à partir du Protérozoïque
Le
Protérozoïque commence il y a 2,5 Ga, et s’achève au Cambrien (– 540
Ma). C’est pendant ce dernier éon du Précambrien que débute la « grande
oxydation » des océans et de l’atmosphère. On date cette grande
oxydation aux environs de – 2 Ga, en fait entre – 2,2 et – 1,9 Ga, soit
longtemps après l’apparition des cyanobactéries photosynthétiques.
On peut diviser les temps géologiques en cinq étapes, chacune caractérisée par leur évolution atmosphérique pour le dioxygène.
Cinq étapes des temps géologiques
1 : Archéen
2 : Début du Protérozoïque, initiation de la grande oxydation
3 : Majeure partie du Protérozoïque
4 : Fin du Protérozoïque (Ediacarien)
5 : Phanérozoïque
Voir graphe (p17/39 sur le pdf) : Évolution de la pression partielle atmosphérique en O2 au cours des temps géologiques.
Etapes 1 et 2 : pourquoi une oxygénation tardive ?
• L’oxydation du Fe2+ océanique
empêche le dioxygène de se concentrer dans l’hydrosphère et de passer
dans l’atmosphère. Les fers rubanés, témoins de cette oxydation du Fe2+, se forment d’ailleurs surtout entre – 2,5 et – 1,9 Ga.
• La matière organique créée par photosynthèse a pu être oxydée, ce qui consomme le dioxygène.
• Le dioxygène libéré dans l’atmosphère aurait pu oxyder le méthane pour redonner du CO2, cela jusqu’à la diminution de sa production par les méthanogènes (– 2,7 à – 2,5 Ga).
•
Les cyanobactéries ne sont pas toutes tolérantes face à un milieu
aérobie. Elles auraient pu être intoxiquées dès l’augmentation de
l’oxydation de leur milieu de vie jusqu’à l’apparition de formes plus
tolérantes. Cela aurait ralenti la contribution de la photosynthèse à
l’enrichissement en O2 de l’hydrosphère et de l’atmosphère.
Etape 2 : Les marqueurs géologique de la grande oxydation autour de – 2 Ga
Voir ces marqueurs (p17/30 du pdf) "D’après un document du baccalauréat SVT, juin 2011, centre étranger".
On voit notamment la disparition des marqueurs géologiques attestant d’une atmosphère anoxique à l’Archéen.
• L’uraninite est absente des sédiments détritiques à partir de – 2,2 Ga.
• Les fers rubanés ne se forment plus après – 1,9 Ga.
•
Sur les continents, des formations de roches rouges à partir de – 2 Ga,
riches en oxydes de fer, témoignent d’une érosion des continents sous
une atmosphère sensiblement oxygénée.
On
pense qu’entre – 2,2 et – 1,9 Ga, l’initiation de la grande oxydation,
donc l’oxygénation des océans et de l’atmosphère, aurait permis
progressivement d’obtenir une atmosphère significativement oxygénée. On
serait passé de moins de 0,2% de dioxygène avant – 2,2 Ga à 3% de
dioxygène après – 1,9 Ga.
Etape 3 : un niveau atmosphérique de dioxygène stagnant
• La formation des couches rouges continentales a piégé le dioxygène dans les oxydes de fer. Tant que ce réservoir à O2 n’a pas été saturé, le dioxygène ne s’est pas accumulé dans l’atmosphère.
• Le dioxygène libéré dans l’atmosphère est soumis au rayonnement UV. Celui-ci déclenche la dissociation de la molécule O2 en deux atomes d’oxygène. Un atome d’oxygène peut se combiner à une molécule de dioxygène O2 pour former l’ozone O3. La formation de la couche d’ozone a donc consommé le dioxygène.
Ainsi, pendant le Protérozoïque, le taux de dioxygène n’atteint pas immédiatement des valeurs plus importantes.
Etapes 4 et 5 : augmentation de la teneur en O2 et évolution de la biosphère
La
fin du Protérozoïque montre le développement d’une faune constituée
d’organismes de plus grande taille que les bactéries et les Eucaryotes
développés jusqu’à ce moment. Ces fossiles, trouvés au sud de
l’Australie (Ediacara Hills) indiquent une possibilité d’accroissement
de taille des organismes vivants à cette époque. Si on conçoit que leur
métabolisme est basé sur la respiration cellulaire, les eucaryotes
ayant acquis les mitochondries entre – 2 et – 1,4 Ga, ces organismes
devaient pouvoir fournir suffisamment de dioxygène à leurs cellules.
Cela suppose un accroissement du taux de dioxygène à cette époque.
On
a une explosion de la vie entre Protérozoïque et Phanérozoïque.
L’acquisition d’un squelette minéralisé, la mise en place de
constructions récifales, l’apparition des végétaux, les crises
biologiques, sont autant d’indices permettant de retracer l’évolution
de l’oxygénation de l’atmosphère jusqu’à notre époque.
Un tel développement de la biosphère indique une composition atmosphérique en O2 dépassant
les 10%. L’évolution de la biosphère au cours du Phanérozoïque implique
sans doute des variations significatives de la teneur en O2 de l’atmosphère, jusqu’aux 20,8% de nos jours.
Finalement, plus que l’état d’oxydation de l’atmosphère, c’est sa teneur en O2 qui a changé au cours de son histoire, avec la grande oxydation ayant eu lieu autour de – 2Ga.
L’histoire
de l’atmosphère montre, malgré une certaine incertitude, l’importance
des variations des concentrations atmosphériques en gaz à effet de
serre, méthane et CO2 en
particulier. Sans cet effet de serre important, l’océan mondial
primitif n’aurait pu exister sur Terre avec un jeune Soleil à la
luminosité plus faible qu’actuellement. On ne peut pas présager
complètement d’une impossibilité de l’apparition de la vie, mais il est
difficile d’envisager une importante activité des cyanobactéries sans
océan primitif.
Et c’est justement autour de – 2 Ga que la diminution sensible des concentrations en méthane et en CO2, donc un effet de serre faiblissant, est pallié par une luminosité solaire enfin suffisante.
Si
l’histoire de l’atmosphère témoigne du lien étroit entre les événements
planétaires et l’évolution de la vie, il reste un certain mystère quant
à la genèse de cette vie. Si l’atmosphère primitive initiale n’était
pas réductrice, elle n’était pas favorable aux réactions chimiques
organiques à l’origine des briques du vivant reproduites dans
l’expérience de Miller. Mais ces molécules à la base de la matière
vivante n’auraient-elles pas une origine extraterrestre, apportées sur
Terre par le bombardement météoritique et cométaire ?
C’est une théorie scientifique : la panspermie.
C’est une théorie scientifique : la panspermie.
L’effet de serre
Définition et principe général
L’effet
de serre est un processus naturel dû à l’atmosphère, qui contribue à
augmenter la température de surface par rapport à une planète ayant les
mêmes caractéristiques (même constante solaire et même albédo…) mais
sans atmosphère. L’atmosphère laisse passer, de jour, des rayonnements
solaires (70 à 75 % de ce qui arrive au sommet de l’atmosphère). Le sol
réfléchit une partie de ces rayonnements (= albédo) et absorbe l’autre
partie, ce qui le réchauffe. Le sol cède ensuite cette chaleur en
réémettant, de jour comme de nuit, vers le haut, un rayonnement
infrarouge (rayonnement thermique du sol). La majorité des radiations
issues du sol (65 à 85 %) est cette fois absorbée par certains gaz
atmosphériques, dits gaz à effet de serre (GES). Cette action réchauffe
l’atmosphère qui émet son propre rayonnement thermique dont la plus
grande partie retourne vers le sol qui l’absorbe et s’échauffe.
Voir le graphe (p19/39 du pdf) "Intensité des radiations en fonction de la longueur d'onde" relatif au rayonnement transmis par l'atmosphère.
Retrouver le graphe sur wikipédia : http://fr.wikipedia.org/wiki/Effet_de_serre
Les apports solaires
Ne pas confondre :
• La constante solaire qui
correspond à une puissance de rayonnement que recevrait une surface de
1 m² à 1 unité astronomique du Soleil (= une distance Terre – Soleil),
la surface étant perpendiculaire aux rayons solaires et affranchie des
effets de l’atmosphère. Sa valeur est de 1368 W/m² en moyenne
(fluctuations selon cycles solaires).
• Le flux solaire qui
prend en compte la répartition de cette énergie solaire (la constante
solaire) sur l’ensemble de la surface terrestre. Cette dernière est 4
fois plus grande que la section de la Terre (surface perpendiculaire
aux rayons solaires, considérée dans la définition de la constante
solaire), la surface d’une sphère valant 4 π r² alors que la section de
la sphère terrestre vaut π r². C’est ainsi que la valeur du flux est de
1368 / 4 = 342 W/m², même si cette valeur est très théorique tant, en
pratique, la différence est grande entre les régions de latitudes
différentes (projection des rayons sur une surface plus ou moins proche
de la perpendiculaire aux rayons).
Les gaz à effet de serre :
• Définition :
Ce sont des composants gazeux de l’atmosphère qui absorbent le
rayonnement infrarouge émis par la surface terrestre, contribuant à
produire un effet de serre. Chimiquement, ce sont des molécules ayant
au minimum 3 atomes (ou potentiellement 2 atomes différents) et dont le
dipôle électrique peut changer suite à une conversion d’état
vibrationnel déclenchée par l’absorption d’un photon de la gamme
infrarouge (les configurations asymétriques permettent un déplacement
du centre de charge électrique, ce qui est impossible pour N2 ou O2 par exemple, dont la symétrie induit l’inexistence d’un dipôle électrique).
• Importance des principaux GES dans l’effet de serre naturel (d’après GIEC) :
◦ Vapeur
d’eau : 60 % (l’eau effectuerait 72 à 90 % de l’effet de serre une fois
prise sous toutes ses formes incluant l’eau sous forme liquide et
solide des nuages)
◦ Dioxyde de carbone : 26 %
◦ Ozone : 8 %
◦ Méthane et Oxyde nitreux : 6 %
Ces
chiffres indiquent l’implication des gaz dans l’effet de serre ; il
faut y ajouter l’eau liquide et solide des nuages, qui participe à
l’effet de serre global.
• Comparaison des effets de chaque gaz :
Par exemple, le méthane produit globalement une contribution 9 fois moindre que celle du CO2 à
A
concentration égale son action est 23 fois plus forte. C’est ainsi que
les scientifiques comparent l’action de chaque gaz en calculant son PRG
(pouvoir de réchauffement global) à partir de son pouvoir d’absorption
d’infrarouge et son temps de résidence dans l’atmosphère. Le PRG est
calculé pour un effet sur 100 ans, non de façon absolue mais par
comparaison avec le CO2 dont on fixe le PRG comme étant égal à 1.
Tableaux à insérer
Voir le schéma : Bilan radiatif de la Terre (p20/39 du pdf)
Le
bilan radiatif de la Terre dresse un bilan entre la quantité d’énergie
reçue par le système climatique Terre – atmosphère et la quantité
d’énergie réémise vers l’espace. Lorsque le bilan est nul, la
température moyenne de la Terre reste constante.
Notion de forçage :
Définition : Le
terme de forçage s’emploie en climatologie pour désigner les
perturbations dans l’équilibre énergétique de la Terre, perturbations
qui engendrent des changements de température. On prend souvent comme
référence les conditions de 1750 (avant l’ère industrielle). Les
forçages sont quantifiés par leur effet au sommet de l’atmosphère et
s’expriment en W/m². On note positivement un forçage qui tend à
réchauffer le système, négativement un forçage qui tend à le refroidir.
Identification des forçages :
•
Forçages naturels : variations d’intensité du rayonnement solaire,
variations orbitales de la Terre, éruptions volcaniques et émission de
cendres voilant le Soleil (voir première figure ci-dessous), gaz à
effet de serre naturellement présents …
• Forçages d’origine anthropique : émission de GES, émission d’aérosols, déforestation et modification de l’albédo…
Effet des forçages :
Dans
la deuxième figure ci-dessous, on lit qu’à notre époque les forçages
climatiques d’origine anthropique causeraient un réchauffement
d’environ 1,5 W.m-2 par rapport à la situation préindustrielle de 1750 (à quoi il faudrait ajouter 0,3 W.m-2 de
forçage naturel en raison d’une insolation plus puissante aujourd’hui
qu’il y a 250 ans). On trouve là la valeur chiffrée de ce qu’on appelle
classiquement “réchauffement climatique” ou “modification climatique”,
due à un déséquilibre du bilan radiatif d’environ 1,5 W/m² dans le sens
d’un gain de chaleur supérieur aux pertes de chaleur pour notre
atmosphère.
Voir le schéma (p21/39 du pdf) : "Forçage radiatif moyen global du système climatique en l'an 2000 par rapport à 1750."
Ou, sur le site du CNRS :
Le schéma sur le site du CNRS :
Remarque :
•
Ne pas oublier que l’effet de serre est avant tout naturel et bénéfique
(sans son existence, la température moyenne sur Terre serait de – 17 °C
et non de + 14 °C) : les effets anthropiques ne posent problème qu’en
exagérant un phénomène naturel, pas en créant l’effet de serre.
•
Limite du nom du modèle dit “de l’effet de serre” : Une vraie serre
s’oppose au déplacement de l’air chauffé qui, sans la vitre de la
serre, s’échapperait vers le haut… mécanisme très différent dans le cas
de l’effet de serre atmosphérique.
•
Ne pas oublier que toutes les radiations absorbées (UV, visible, IR…)
réchauffent le sol (et pas seulement les rayonnements Infra-Rouge. (Les
rayonnements IR des radiateurs sont plus efficaces pour réchauffer le
corps humain (surtout les peaux blanches) parce que l’eau contenue dans
les tissus biologiques les absorbe fortement, alors que les radiations
visibles sont moins absorbées).
•
La chaleur d’origine interne n’est pas oubliée dans le bilan radiatif
de la Terre mais volontairement négligée étant donné sa petitesse :
0,06 W/m² en moyenne (ce qui est très inférieur aux imprécisions du
bilan radiatif global de la Terre).
•
L’effet de serre n’explique pas à lui seul les températures mesurées
sur Terre : il faut aussi considérer l’albédo, l’importance des
circulations atmosphériques et océaniques, le cycle de l’eau…
•
L’effet des nuages n’est pas aisé à quantifier, puisqu’ils
interviennent sur le bilan thermique de la Terre à la fois positivement
(effet de serre) et négativement (réflexion de radiations solaires
incidentes).
•
Climatologie et météorologie ne doivent pas être confondues. La
première étudie le climat sur de longues durées (relevé de résultat
pendant 30 années au minimum). La seconde a pour objet l’étude des
phénomènes atmosphériques (nuages, précipitations, vents…) dans le but
de comprendre comment ils se forment et évoluent en fonction des
paramètres mesurés tels que température, pression atmosphérique,
humidité.
•
Des unités de temps très diverses doivent être prises en compte :
l’exemple peut être abordé à travers les effets des éruptions
volcaniques. Instantanément, elles exercent un forçage négatif en
raison des cendres mais cela dure peu de temps (quelques mois, deux ans
tout au plus) tandis que le CO2 qu’elles
injectent dans l’atmosphère exerce un forçage positif plus faible mais
plus durable (temps de résidence dans l’atmosphère de 15 à 200 ans).
Notion de modèle climatique
Le
programme stipule que « La modélisation de la relation effet de serre /
climat […] permet de proposer des hypothèses d’évolutions possibles du
climat de la planète […]. » Se retrouve ici la notion de « modèle
climatique », que nous allons développer.
Qu’est-ce qu’un modèle climatique ?
Alertée par la coïncidence de l’augmentation de la concentration du CO2 atmosphérique observée depuis 1957 à Mauna Loa (Hawaï) et l’augmentation de la température observée depuis le début du 20ème siècle,
la communauté scientifique a créé en 1988 un groupe de travail, le GIEC
(Groupe Intergouvernemental d’experts sur l’Évolution du Climat), dont
le premier objectif est d’évaluer le changement climatique : que
deviendra le climat dans les décennies et les siècles à venir, compte
tenu de l’évolution démographique et économique susceptible d’entraîner
une augmentation accrue des émissions de gaz à effet de serre ?
Pour
répondre à cette question, la modélisation mathématique (ou analytique)
est indispensable car c’est le seul outil capable de considérer toutes
les composantes du système climatique (atmosphère, hydrosphère,
cryosphère, biosphère, partie supérieure de la lithosphère) et les
mécanismes mis en jeu dans les variations climatiques. Les modèles
climatiques sont ainsi des programmes informatiques qui permettent de
reproduire aussi fidèlement que possible le climat terrestre actuel, de
reconstituer le climat passé et de prédire l’évolution future du climat
de notre planète : ce sont des modèles à la fois reproductifs et
prédictifs. Il existe actuellement une quinzaine de programmes dans le
monde. En France, l’un des pôles de modélisation et d’étude du climat
est l’IPSL (Institut Pierre Simon Laplace).
Comme
tous les modèles, les modèles climatiques sont une simplification
volontaire et reconnue du réel, ici le système climatique : ils sont
bâtis sur des hypothèses concernant l’importance ou non (au moins
momentanément, les modèles ayant évolué et pouvant évoluer encore) des
différents éléments intervenant sur le climat. Les modèles climatiques
résultent donc de théories implicites concernant le fonctionnement du
système climatique terrestre. Sont ainsi utilisés deux modes de
raisonnement distincts :
•
l’induction (ou raisonnement inductif) : c’est une opération logique
consistant, à partir de faits réels et sensibles, à aboutir à une loi
(« Tous les hommes que je connais sont mortels, donc tous les hommes
sont mortels ») ; c’est ce type de raisonnement qui permet de
construire une théorie climatique (« À chaque fois que la concentration
en CO2 atmosphérique augmente, la température augmente, donc l’augmentation de la concentration en CO2 atmosphérique provoque l’augmentation de la température ») ;
•
la déduction (ou raisonnement déductif) : c’est une opération logique
consistant à appliquer une loi considérée comme exacte à un cas
particulier considéré comme entrant dans le cadre de la loi (« Tous les
hommes sont mortels ; or Socrate est un homme, donc Socrate est mortel
») ; c’est ce type de raisonnement qui permet, en utilisant la théorie
climatique précédemment construite par induction, de reproduire le
climat actuel ou les climats passés (« On mesure telle concentration de
CO2 atmosphérique,
donc la température doit être de tant ») et de prédire l’évolution
climatique (« On prévoit telle concentration de CO2 atmosphérique, donc la température sera de tant »).
Voir le schéma fonctionnel (pdf, p23/39) : "Les raisonnements intervenant dans la construction d’un modèle climatique."
Les
théories climatiques étant basées sur un raisonnement inductif, elles
ne sont valides que tant que les faits ne les ont pas infirmées. Les
prédictions réalisées par les modèles climatiques, qui utilisent ces
théories climatiques, ne sont donc valides que tant que ces théories
sont valides.
Comment sont construits et validés les modèles climatiques ?
Dans
les modèles climatiques, la surface, les océans et l’atmosphère
terrestres sont découpés en mailles cubiques de quelques centaines de
kilomètres de côté (de 500 km de côté en 1980 à 100 km de côté en 2007)
formant une grille tridimensionnelle.
Les programmes comportent ensuite :
•
des paramètres (ou variables) climatiques concernant chaque maille (ou
groupe de mailles), dont on rentre les valeurs actuelles ;
• des équations exprimant les lois qui régissent le comportement interne de chaque maille ;
• des équations exprimant les lois qui régissent les relations entre une maille et ses voisines.
La
résolution informatique de l’ensemble des équations permet d’obtenir
l’évolution spatiale et temporelle des différents paramètres.
Les
premiers modèles climatiques, qui datent des années 1950, ne tenaient
compte que d’une composante, l’atmosphère, avec ses paramètres
(composition, température, pression, humidité, précipitations, vent) et
ses équations (circulation atmosphérique, pouvoir réchauffant des gaz à
effet de serre). Depuis, grâce aux données satellitales et aux progrès
informatiques, de nouvelles composantes ont successivement été
introduites.
Aujourd’hui, les programmes (Voir le film de l’IPSL :
• l’activité solaire et l’activité volcanique ;
•
l’atmosphère (avec en plus, par rapport aux modèles des années 1950, la
couverture nuageuse, les aérosols sulfatés et autres aérosols, l’ozone
stratosphérique, les réactions chimiques atmosphériques) ;
• les océans (évaporation, circulation océanique horizontale de surface, circulation océanique profonde) ;
• les banquises (formation / fonte des glaces de mer) ;
• les sols et la végétation (évapotranspiration, albédo, dynamique de la végétation) ;
• l’hydrologie continentale ;
• le cycle du carbone, incluant la biosphère et les écosystèmes marins.
La validation d’un modèle climatique se fait par une batterie de tests, qui consistent à :
•
confronter les résultats du modèle appliqué aux quelques décennies
passées, aux observations qui ont été faites pendant la même période,
en considérant les sources naturelles et anthropiques de variabilité
climatique : on vérifie la reproduction des moyennes des paramètres
atmosphériques et océaniques, ainsi que des principales variations
connues (variations journalières, saisonnières, interannuelles,
épisodes El Nino, moussons), etc. ;
•
confronter les résultats du modèle appliqué à des périodes lointaines
comme l’Holocène (6 000 ans) ou le dernier maximum glaciaire (21 000
ans), aux données paléoclimatiques obtenues dans les glaces et les
sédiments ;
• confronter les résultats des différents programmes entre eux.
Les programmes utilisés par le GIEC étant suffisamment reproductifs, ils sont supposés capables d’être prédictifs.
Quelle est l’évolution possible du climat prévue par les derniers modèles climatiques ?
Évolution possible de la température moyenne de la Terre
Quand
on ajoute aux modèles climatiques une équation représentant l’évolution
des émissions anthropiques des gaz à effet de serre, même s’ils sont
construits différemment, même si les valeurs obtenues varient, ils
aboutissent tous depuis 1950 au même résultat : un réchauffement global
de la planète, d’autant plus important que ces émissions seraient
importantes.
Tableaux à insérer
Les
différentes évolutions démographiques, économiques et technologiques
prévues par les différentes familles de scénarios du SRES (2000, d'après IPCC) :
Tableaux à insérer
Voir le graphe (pdf, p25/39) : écart de la température en fonction du temps.
Évolutions projetées de l’augmentation de la température moyenne de l’air au niveau du sol de la Terre au cours du XXIe siècle,
par rapport à 2000, selon le scénario B2. (Chaque courbe est le
résultat d’un des modèles utilisés par le GIEC pour son rapport de
2007) - PCMDI/IPSL
D’après
tous les modèles également, le réchauffement serait plus prononcé la
nuit que le jour, l’hiver que l’été, aux pôles qu’à l’équateur, sur les
continents que sur les océans. En effet, l’effet de serre ne disparaît
pas quand la chaleur provenant du rayonnement solaire n’est pas ou peu
là, donc il y est proportionnellement plus fort, donc l’augmentation de
l’effet de serre a un effet plus sensible là et quand il n’y a pas ou
peu de rayonnement solaire (la nuit, en hiver et aux pôles). Quant aux
continents, ils ont une inertie thermique beaucoup plus faible que les
océans, donc leur réactivité à l’augmentation de la température globale
de la Terre est plus grande.
Voir (pdf, p26/39, http://cache.media.eduscol.education.fr/file/SVT/09/8/Climat_220098.pdf)
: Projection de l’élévation de la température moyenne de l’air au
niveau du sol pour la période 2090-2099, par rapport à la période
1980-1999, selon le scénario A1B.
(Moyennes obtenues avec plusieurs modèles climatiques) - Bilan 2007 des changements climatiques du GIEC.
Voir également une simulation animée au cours du 21ème siècle :
Évolution possible des précipitations moyennes de la Terre
Les
modèles prédisent également une augmentation moyenne des
précipitations. En effet, un air globalement plus chaud peut contenir
plus de vapeur d’eau, donc l’évaporation augmentera, ce qui engendrera
plus de précipitations.
Voir (pdf, p26/39) : écart de précipitations en fonction du temps.
Évolutions projetées des écarts de précipitations journalières moyennes au cours du XXIe siècle
par rapport à 2000, selon le scénario B2. (Chaque courbe est le
résultat d’un des modèles utilisés par le GIEC pour son rapport de
2007) - PCMDI/IPSL
Cette
augmentation des précipitations ne sera cependant pas répartie
équitablement à la surface du globe : elle sera plus importante à
l’équateur et aux hautes latitudes par rapport aux latitudes
subtropicales.
Voir (pdf, p27/39, http://cache.media.eduscol.education.fr/file/SVT/09/8/Climat_220098.pdf)
: Projection des écarts de précipitations pour la période 2090-2099,
par rapport à la période 1980-1999, selon le scénario A1B.
Moyennes obtenues avec plusieurs modèles climatiques.
Les
zones en blanc correspondent aux régions où moins de 66 % des modèles
concordent sur le sens de variation. Les zones en pointillé
correspondent aux régions où plus de 90 % des modèles concordent sur le
sens de variation. Bilan 2007 des changements climatiques du GIEC
Les prédictions des modèles climatiques sont-elles fiables ?
Les incertitudes concernant l’ampleur du réchauffement climatique au cours du XXIe siècle
sont certes dues à des différences entre les scénarios d’émission de
gaz à effet de serre utilisés par les modèles mais également aux
incertitudes des modèles eux-mêmes. Celles-ci peuvent être classées en
trois catégories :
• Les incertitudes sur les paramètres d’entrée des modèles :
◦ Les sources naturelles de méthane (CH4) et de protoxyde d’azote (N2O), qui sont des gaz à effet de serre, ne sont pas quantifiées avec précision mais seulement estimées ;
◦ Les mesures concernant la circulation océanique profonde sont difficiles ;
◦ la
différence, due à l’ajout anthropique de gaz à effet de serre, entre
l’énergie solaire absorbée par la surface du globe et l’énergie
terrestre perdue par rayonnement infrarouges n’est pas mesurée car le
système satellital actuel n’est pas encore assez précis, mais seulement
estimée (à 1,5 W/m²).
• Les incertitudes liées à l’absence ou à la mauvaise représentation de certains phénomènes, négligés ou difficilement modélisables :
◦ L’augmentation
de l’ozone troposphérique, qui participe à l’effet de serre, n’est pas
prise en compte car elle dépend de réactions complexes ;
◦ Les
différents gaz à effet de serre ne sont pas toujours pris en compte de
manière totalement indépendante (certains modèles font seulement la
somme des différents gaz émis, pondérés par leur pouvoir de
réchauffement), ce qui empêche de considérer l’effet de la température
sur les émissions / éliminations naturelles de chaque gaz,
principalement le méthane ;
◦ la
modélisation de la couverture nuageuse est imprécise car les nuages
sont plus petits que le maillage utilisé par les modèles ;
◦ Les
modifications de la végétation dépendent des conditions locales, qui
varient de manière plus incertaine, donc plus difficilement
modélisable, que les conditions globales ;
◦ L’évaporation continentale fait intervenir des processus de petite échelle qu’il est difficile de modéliser.
• Le caractère partiellement chaotique du climat,
qui se traduit par le fait qu’un même modèle partant de deux états
climatiques proches calcule deux évolutions climatiques notablement
différentes.
Les
modèles climatiques actuellement utilisés par le GIEC ont donc certes
été validés, comme cela a été signalé plus haut, mais tous leurs
résultats concernant le climat actuel ou les climats passés ne sont pas
corrects (le pourcentage de résultats corrects est important mais il
n’est pas de 100 %) et surtout le taux de validité d’un modèle sur ses
prédictions climatiques n’est pas forcément identique au taux
d’exactitude des résultats de ce modèle reproduisant le climat actuel
ou des climats passés : par exemple, si un modèle climatique reproduit
parfaitement 95 % des données du climat actuel, cela ne veut pas dire
que 95 % de ses prédictions sont exactes.
En guise de conclusion :
Ainsi,
les différents modèles climatiques aboutissent à la même prévision : le
climat de la Terre se réchaufferait, ce qui serait dû aux émissions
anthropiques de gaz à effet de serre. Cependant, la modélisation de
l’évolution du climat global de la Terre est rendue difficile par la
complexité de certaines mesures et de la modélisation des phénomènes
qui jouent un rôle dans le climat, ce qui aboutit à une incertitude
concernant l’ampleur de ce réchauffement. Les progrès de la
modélisation du système climatique terrestre sont donc essentiels pour
affiner les scénarios d’évolution climatique future, comme ils ont déjà
permis au GIEC d’être de plus en plus affirmatif quant à l’influence
humaine sur le réchauffement climatique des dernières années.
Evolution du climat au cours des 800 000 dernières années
Le
climat peut être défini comme étant les données météorologiques
moyennes calculées d’après les observations faites dans un endroit
précis sur une période d’au moins 30 ans (période climatique de
référence définie par l’Organisation Météorologique Mondiale). Du fait
de l’existence de cycles saisonniers, des moyennes sont calculées mois
par mois. Pour ce calcul, on procède à une analyse statistique de
longues séries chronologiques de mesures des données météorologiques
(température, précipitations, vitesse du vent, humidité de l’air et
ensoleillement) caractérisant l’atmosphère locale. Le climat correspond
donc à un état « moyen » d’un système climatique, qui comprend cinq
composantes majeures interagissant entre elles (atmosphère,
hydrosphère, cryosphère, biosphère et lithosphère dans sa partie
superficielle). Ces composantes sont influencées à la fois par des
fluctuations naturelles externes tels l’ensoleillement et l’orbite
terrestre mais aussi par des fluctuations naturelles internes (les
modifications de la teneur en aérosols à la suite d’éruptions
volcaniques)… et l’activité humaine plus récemment.
L’étude
de l’évolution du climat dans le passé permet de comprendre les
mécanismes qui régissent les interactions entre ses différentes
composantes : l’atmosphère, l’océan, la glace et les surfaces
continentales. Mais elle s’inscrit aussi dans un contexte plus large de
compréhension des causes des changements climatiques et ainsi
d’évaluation de l’impact des activités humaines sur l’évolution
climatique future, au cours des prochaines décennies.
Les différents arguments paléoclimatiques utilisés
Différentes sources de données climatiques peuvent être utilisées :
• Des données météorologiques et océanographiques mesurées
directement à partir d’instruments dans un nombre important de stations
ou obtenues grâce aux télémesures, satellitaires notamment. Ces données
sont disponibles pour les 100 dernières années.
• Des données historiques pour
les derniers millénaires : parmi les informations recueillies on
dispose de données indirectes historiques (dates et volume des
récoltes, des vendanges, dates des semis, des disettes, la localisation
de certaines cultures à certaines époques…) et aussi des observations
scientifiques qui existent depuis 270 ans au plus et seulement pour
quelques lieux géographiques de la Terre.
• Des données paléontologiques avec des témoins recueillis au niveau des faunes et flores du passé (pollens, microfaune marine, mammifères….).
• Des données géologiques et géomorphologiques avec l’étude des types de sols, des dépôts sédimentaires, moraines, varves, lœss, plages fossiles, évaporites…
• Des données géochimiques :
celles obtenues à partir de la composition isotopique de l'oxygène, du
deutérium et du carbone mesurée dans les calottes polaires, les
sédiments océaniques et lacustres, et aussi dans les cernes des arbres.
Ces données sont recueillies aujourd’hui sur le site de NEEM (North
Greenland Eemian Ice Drilling) grâce à des détecteurs lasers de
dernière génération développés et mis au point par le LSP (Laboratoire
de Spectrométrie Physique) et le LGGE (Laboratoire de Glaciologie et
Géophysique de l’Environnement) de Grenoble.
Des
données « futures » seront recueillies à partir d’un projet utilisant
aussi des lasers : ce projet appelé ICE et LASERS est piloté pour une
durée de 5 ans (2012-2017) par Jérôme Chappellaz, chercheur au
LGGE. Plutôt que de forer de très longues carottes de glace, l’objectif
est d’envoyer une sonde directement dans le glacier pour y analyser la
glace en conditions in situ. L’intérêt du projet est d’offrir un moyen
d’accès rapide à la glace profonde et une évaluation en temps réel de
l’intérêt climatique de la glace forée. Projet qui permettra en cas de
succès d’obtenir des informations climatiques primordiales en une seule
campagne de terrain.
• Des données biologiques avec l’étude des cernes des arbres : la dendroclimatologie
Les
cernes sont des archives du carbone utilisé par les arbres pour leur
croissance, en lien avec les caractéristiques spécifiques de gestion du
carbone et de réponse au climat. La période de formation du cerne est
plus ou moins longue et sa durée dépend de l'espèce, de sa situation
géographique (latitude, altitude) et du climat. De façon générale, en
climat tempéré, elle se déroule au printemps et en été. Le cerne est
constitué de deux parties, plus ou moins distinguables suivant le type
de bois : le bois initial généralement formé au printemps et le bois
final formé en été. Les cernes sont formés à partir des sucres solubles
qui sont transportés par le phloème. Ces sucres sont un mélange, en
proportions variables, des assimilats foliaires nouvellement
synthétisés via la photosynthèse et des réserves carbonées qui sont
mobilisées pour la croissance. Les cernes sont donc des archives du
carbone utilisé par l'arbre pour sa croissance en réponse à des
variations climatiques.
Ainsi, les cernes sont étudiés en paléoclimatologie pour reconstituer les variations climatiques passées.
Plusieurs
caractéristiques peuvent être mesurées sur les cernes. Lorsqu’ils
apportent des informations climatiques et fonctionnelles, on les
désigne sous le terme de « proxy ». Ces proxys peuvent être, entre
autres : la largeur de cerne, la composition isotopique en 13C (δ13C), en 18O (δ18O),
la densité ou encore la largeur des vaisseaux. Ils peuvent être mesurés
à différentes échelles de temps : par décennie (en regroupant les
cernes), par année (échelle interannuelle, en découpant cerne par
cerne) ou même à l'échelle saisonnière (en découpant des lamelles au
sein d’un même cerne).
Voir schéma (pdf, p29/39, http://cache.media.eduscol.education.fr/file/SVT/09/8/Climat_220098.pdf) : Coupe transversale d’un tronc de chêne
(Extrait du poster : www.gisclimat.fr/en/afoclim-poster-analyse-dendro-isotopique-du-fonctionnement-detrois-essences-foresti%C3%A8res-face-aux )
L’ampleur
du réchauffement récent du climat en relation avec l’augmentation des
gaz à effet de serre, peut se mesurer par comparaison avec les
variations annuelles du climat du dernier millénaire reconstruit à
partir des cernes d’arbre.
La
dendroclimatologie fondée sur des isotopes est un domaine de recherche
relativement nouveau qui comprend l'examen de la composition en
isotopes stables (carbone, oxygène et hydrogène) d'échantillons de
bois. Les rapports d'isotopes stables dans les cernes sont des
indicateurs très sensibles des conditions climatiques en raison de
l'incidence directe de facteurs hydroclimatiques sur les processus
physiologiques qui régulent la séparation isotopique, celle-ci se
produisant quand les éléments de base (C, O et H) sont assimilés par
les arbres.
L’étude des techniques de datation des carottes de glace
L'analyse
des carottes de glace joue un rôle essentiel dans la compréhension des
différents mécanismes impliqués dans l'évolution naturelle du climat au
cours des derniers grands cycles de périodes glaciaires et
interglaciaires. Les glaces conservent de l’air fossile, témoin des
atmosphères du passé.
Avant
d'analyser les informations retirées des calottes glaciaires, il faut
disposer d'une échelle chronologique fiable qui permette de dater les
couches de glaces prélevées.
Les
carottes de glace nous offrent la possibilité d’établir des
chronologies relatives qui permettent de comparer les enregistrements
de différents sites carottés ainsi que des comparaisons avec d’autres
types d’archives (océan / continent). Par contre, les chronologies
absolues (par comptage annuel des couches) ne sont disponibles que pour
les sites à fort taux d’accumulation (quantité de neige restant à la
surface au bout d’une année) comme au Groenland ou sur les sites
antarctiques côtiers.
Il
existe aussi des marqueurs stratigraphiques permettant d’identifier des
couches de glace comme : la radioactivité des essais nucléaires
atmosphériques (1954-1958 et 1965-1966) ou celle de l'accident de
Tchernobyl (avril 1986), les éruptions volcaniques, connues par
ailleurs et repérées dans les glaces par les poussières et les acides
qu'elles ont émis. Ces marqueurs permettent aussi de réaliser des
corrélations entre des carottes de glace prélevées sur des sites
différents.
L’étude de l’évolution de la composition des gaz dans les atmosphères du passé
La
neige est perméable à l'air lors de son dépôt. Elle se tasse petit à
petit sous son poids et se transforme en glace, piégeant ainsi l'air
sous forme de bulles. Ces bulles représentent environ 10% du volume des
glaces. Vers 80 mètres de profondeur en moyenne, elles sont
définitivement isolées de l'atmosphère.
Cette
profondeur de fermeture des pores, appelée « Close-Off Depth » ou « COD
», varie en fonction de la température de surface et du taux
d’accumulation de neige.
Comme l'air diffuse rapidement au sein du névé, l'air et la glace prélevés à une même profondeur ne sont pas contemporains. L’âge des bulles d’air est toujours inférieur à l’âge de glace environnante (cette
différence d’âge est appelée Δage). La différence d'âge s'élève à
plusieurs milliers d'années à Vostok, où le taux d'accumulation est
faible. C'est une source d'incertitude non négligeable qu'il faut
prendre en compte lorsqu'on analyse l'ensemble des informations pour en
déduire les conditions climatiques.
L'évolution
des gaz à effet de serre, enregistrée dans les bulles d'air, devra être
recalée dans le temps sur celle de la température, mesurée dans la
glace. Cela rend illusoire tout argument basé sur le décalage des
courbes de variations de CO2 et
de la température pour discerner la cause et la conséquence (variation
initiale de température ayant entraîné une variation de la
concentration en CO2 ou l’inverse).
Voir Doc1 (pdf, p31/39, http://cache.media.eduscol.education.fr/file/SVT/09/8/Climat_220098.pdf) : Document 1 : Sites des différents forages en Arctique et Antarctique Schémas légèrement modifiés tirés du site www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s3/sondages.glaciaires.html
Quelles sont les différentes composantes analysées au niveau de l’air fossile piégé ?
• L’analyse des gaz à effets de serre
Pour
analyser les atmosphères du passé, on utilise cet air fossile piégé
dans les carottes de glace. Il nous renseigne sur l’évolution des gaz à
effet de serre (le dioxyde de carbone CO2, le méthane CH4,
etc.). Pour mener à bien de telles études, les glaciologues forent les
glaciers antarctique et arctique sur plusieurs kilomètres de profondeur
afin de remonter à la surface des carottes de glaces anciennes qui
seront ensuite analysées en laboratoire. Trois kilomètres de carottes
de glace ont été extraits du site de Dôme Concordia (ou Dôme C) placé
sur le plateau central de l’Antarctique de l’Est à une altitude de plus
de 3 230 m avec une température moyenne annuelle de – 54,5°C). C’est la
glace la plus âgée extraite par le consortium européen EPICA (European
Project for Ice Coring in Antarctica) : elle a permis de reconstituer
l'évolution des teneurs en dioxyde de carbone et de méthane durant les
derniers 800 000 ans.
Le
consortium EPICA, pour compléter le forage de Dôme C, a choisi
d’extraire une seconde carotte de glace dans l’Antarctique, dans la
région de la Terre de la Reine Maud (Dronning Maud Land). Sur ce second
site, les températures sont plus clémentes (– 44,5°C de moyenne
annuelle). Ce forage a permis de récupérer en janvier 2006, 2 774 m de
glace.
Si
les glaces très profondes issues du forage de Dôme C n’ont pas battu le
record de profondeur atteint sur le site de Vostok (plus de 3 600 m)
elles représentent les plus anciennes archives climatiques obtenues
jusqu’à présent dans les calottes polaires puisqu’elles remontent
jusqu’à 800000 ans. L’étude du monoxyde de carbone (CO) permet de
retracer l’évolution de la capacité oxydante de l’atmosphère.
•
Les isotopes de l’oxygène atmosphérique, sensibles aux processus de
respiration et de photosynthèse, donnent une estimation de la
productivité biologique. Ils aident aussi à recaler dans le temps les
résultats provenant des carottes de glace et ceux provenant de
sédiments marins.
L’utilisation des données géochimiques : le δ18O des glaces utilisé comme paléothermomètre
L’oxygène est un mélange de deux principales formes isotopiques stables, en proportions très inégales : 99,8% de 16O et 0,2% de 18O. Ces proportions se retrouvent dans les molécules d’eau de mer et d’eau douce : H2 16O et H2 18O.
Les proportions relatives des deux isotopes dans un échantillon d’eau
liquide ou de glace peuvent être calculées par le rapport suivant
appelé δ18O :
Voir la formule (pdf, p32/39)
Ce rapport est exprimé en ‰. Ce type de rapport est introduit car :
•
Il est nécessaire d’avoir une référence par rapport à laquelle on
compare des compositions isotopiques. La valeur de référence du rapport
(18O/16O) est celui de la moyenne de l’eau de l’océan actuel (SMOW = Standard Mean Ocean Water)
• La différence relative entre les rapports isotopiques est faible.
La valeur du rapport (18O/16O) de l’eau de mer actuelle (SMOW) est de 2.10-3. La valeur du δ18O de l’eau de mer moyenne actuelle (SMOW) est logiquement de 0 ‰.
On a constaté que le δ 18O
dans les chutes de neige actuelles dépend de la température
atmosphérique du lieu et du moment de la chute. Des mesures du rapport (18O/16O)
sont effectuées sur divers échantillons d’eau de mer, d’eau douce, de
neige et de glace prélevés dans diverses stations à travers le monde
et, connaissant la moyenne des températures annuelles de l’air de ces
stations, une corrélation a pu être établie entre cette température et
la valeur de ce rapport. Au final, la composition isotopique de la
neige des calottes polaires dépend linéairement de la température de
l’air au moment de la précipitation neigeuse : le principe, extrapolé,
donne accès aux températures du passé.
La
valeur de ce rapport dans les différents niveaux d’une carotte de glace
retraçant le temps est donc un véritable « paléothermomètre ». Il donne
les variations locales de la température au cours du temps.
- Document 2 a : Variation du δ18O de l'eau des précipitations (neige, pluie) en fonction de la température locale à différentes latitudes.
- Document 2 b : Variation du δ18O de l'eau des précipitations en fonction de la température locale pour une station donnée (Extrait de Jouzel et al. [1987b]).
-
Document 3 : Le principe physique expliquant la variation de la
composition isotopique de l’oxygène en fonction de la latitude et donc
de la température, dans le cas du cycle de l’eau (http://acces.ens-lyon.fr/acces/terre/paleo/variations/paleoclimats/syntheses/indicateurspaleoclimatiques/isotopes-oxygene)
L’évaporation
favorise le passage de l’océan vers l’atmosphère des molécules les plus
légères ; au contraire, la condensation favorise la précipitation des
molécules les plus lourdes.
Plus
la température du lieu de condensation est faible, plus la masse d’air
a subi depuis sa formation un processus de condensation poussée et plus
la teneur en isotope lourd (18O)
de la vapeur d’eau sera faible. Ainsi, l’eau évaporée au niveau de
l’équateur et précipitée au niveau de l’Antarctique sous forme de neige
contient environ 4% de 18O de moins que l’eau de mer dont elle est issue (au pôle : δ18O de l’ordre de - 40 ‰).
L’utilisation du δD des glaces comme paléothermomètre
Un
autre rapport isotopique est couramment utilisé comme thermomètre
isotopique. Il s’agit du rapport (D/H). Le deutérium (D) est l’isotope
lourd de l’hydrogène de masse atomique 2 (2H).
Pour des raisons similaires à celles évoquées pour les isotopes de
l’oxygène, on n’utilise pas ce rapport directement mais l’écart δD (en
‰) par rapport à un standard de référence de composition proche de
celle de l’océan mondial. Le rapport isotopique du standard (D/H) =
155,76.10-6
- Document 4 : δ18O et δD : des véritables paléothermomètres
Pour la glace, on utilise maintenant surtout le δD qui, à température égale est environ égal à 8 fois le δ18O. Les mesures peuvent ainsi être plus précises.
Les
glaces polaires constituent les seules archives qui, sur les mêmes
échantillons, donnent accès à des informations à la fois sur la
modification du climat de notre planète et sur celle de la composition
de l'atmosphère.
L’utilisation du δ18O des sédiments carbonatés comme paléothermomètre
Le δ18O
des carbonates est calculé selon le même principe que celui des glaces
polaires mais il est rapporté à une autre référence : PDB (Pee Dee
Belemnite du Crétacé).
Le rapport (18O/16O)
mesuré dans les tests carbonatés des foraminifères des sédiments
océaniques récents est un traceur des variations du niveau de la mer et
de l’extension des calottes polaires au cours du temps.
Lors du processus d’évaporation au-dessus de l’océan, si la vapeur d’eau formée est appauvrie en 18O, l’eau de l’océan quant à elle est enrichie relativement en 18O.
Cet
enrichissement de l’eau de mer, moyenné sur l’ensemble de l’océan,
reste négligeable (quantité d’eau évaporée faible et cycle de l’eau
équilibré). Tant que le volume de l’océan ne change pas
significativement le δ18O moyen de l’eau de mer ne varie pas.
Cependant,
lors des périodes glaciaires le volume des calottes augmente, un volume
significatif d’eau est ainsi transféré de l’océan pour être stocké sous
forme de glace et le niveau de l’océan baisse. Plus l’extension des
calottes est importante au niveau des pôles, plus l’eau de mer est
concentrée en 18O.
Dans ce cas le δ18O moyen de l’eau de mer est supérieur à celui de l’océan actuel. Il faut remarquer que, dans ce cas, le δ18O des carbonates varie en sens inverse de la température moyenne des eaux de surface.
- Document 5 :
Utilisation du δ18O des sédiments carbonatés comme paléothermomètre
Le rapport (18O/16O)
de l’océan dans le passé ne peut pas être déterminé directement. Il
peut en revanche l’être indirectement par l’étude des coquilles (tests)
calcaires des foraminifères fossilisés (organismes de tailles
microscopiques) et accumulés au cours du temps dans les sédiments.
Ces organismes élaborent leurs tests carbonatés (CaCO3) à partir d’éléments chimiques en solution dans l’eau de mer et en particulier à partir de l’oxygène.
Suivant la température, la composition isotopique de l’oxygène (18O/16O) des ions carbonates (CO3 2-)
contenus dans le test des foraminifères varie. Ces tests s’accumulent
en formant des sédiments carbonatés dans le fond des océans. La
température moyenne de l'eau est ainsi fossilisée de la même façon que
dans la glace. Comme les calottes glaciaires très anciennes ont
totalement disparu, cette analyse isotopique nous donne des
renseignements sur des périodes géologiques bien plus éloignées dans le
temps.
Remarque : la quantité de 18O incorporée dans la coquille au moment de sa fabrication dépend non seulement du rapport (18O/16O)
de l’eau mais aussi de sa température. On peut contourner cette double
dépendance en étudiant des espèces de foraminifères qui vivent à grande
profondeur sous la thermocline.
Les
eaux profondes sont en effet à une température très basse, peu variable
et proche de la température de congélation de l’eau. Lors des
glaciations il est peu probable que les eaux profondes soient à une
température différente de celle observée actuellement. Les tests
foraminifères de grande profondeur (foraminifères benthiques) des
sédiments océaniques peuvent donc être utilisés pour étudier les
variations de δ18O de l’eau de mer au cours du temps.
Ils donnent accès à la variation du niveau des océans et du volume des glaces et donc aux changements climatiques globaux qui ont affecté la Terre dans le passé.
Les variations du rapport (18O/16O)
observées pour les 800 000 dernières années dans les glaces sont
parfaitement corrélées à celles mesurées pour la même période de temps
dans les sédiments océaniques.
La
mise en évidence de cette corrélation entre les enregistrements par les
glaces et par les sédiments permet l’étude des changements climatiques
majeurs de la planète.
L’utilisation de données paléontologiques
Pour
reconstituer l’évolution des climats, on peut utiliser des «
paléothermomètres » biologiques. Certains groupes d'animaux ou de
végétaux donnent une bonne indication du climat car ils ne vivent que
dans des climats chauds ou froids. Les coraux, par exemple, sont
d'excellents indicateurs biologiques : ils ne se développent que dans
les mers chaudes des zones tropicales. En milieu continental, les
grains de pollen produits par les plantes à fleurs et les spores
produites par d’autres végétaux peuvent se conserver durant des
milliers d'années dans des tourbières ou dans des grottes, et donner
ainsi des renseignements sur la flore qui existait à cette période, et
donc sur le climat de l'époque. Pour les derniers milliers d'années,
l'étude de l'épaisseur des anneaux de croissance des arbres permet de
repérer les moments de croissance particulièrement faibles,
c'est-à-dire les années très froides. Cependant, la majorité des dépôts
anciens ne contient pas de fossiles simples à interpréter. De plus, les
indicateurs biologiques reflètent un climat local et il n'est pas
toujours aisé de le mettre en relation avec le climat global.
Les
spores et les grains de pollen sont disséminés par les plantes et se
conservent durant des centaines de milliers d'années quand ils sont
enfouis dans les sédiments de milieux humides (lacs, tourbières, océan
...). Les sédiments archivent de cette manière les états successifs de
la végétation environnante.
La
palynologie permet d'identifier les plantes qui émettent le pollen à
partir de la forme des grains et par là de reconstituer le paysage
végétal correspondant. Cette reconstitution nécessite de connaître la
relation entre les types de végétation et leur production de pollen
ainsi que la dispersion de ce dernier. Cette question fait l'objet de
nombreuses études. Le palynologue mesure l'abondance des différents
taxons identifiés dans chaque niveau du sédiment et établit ainsi un «
assemblage » ou encore « spectre » pollinique à chaque étape du passé.
Ce sont les fluctuations de ces assemblages le long d'un profil
sédimentaire, représentées sous forme d'un diagramme pollinique, qui
sont utilisées pour reconstituer l'histoire de la végétation à
proximité du site de prélèvement. Des techniques statistiques
appropriées permettent d'en déduire l'histoire du climat.
En
Europe, des milliers de diagrammes polliniques couvrant l'histoire de
la végétation passée depuis des milliers d'années ont été établis
depuis des décennies. Afin de préserver ces archives et surtout de
pouvoir établir des synthèses à l'échelle du continent, il a été décidé
en 1989 d'établir une base européenne de données polliniques (EPD).
Cela suppose un cadre informatique bien établi et un important effort
d'harmonisation des données, en particulier du point de vue de la
nomenclature taxonomique.
L’utilisation des données géologiques et géomorphologiques : les glaciers et le relief glaciaire
Le
volume des glaciers stockés sur les reliefs continentaux fluctue au
cours des temps géologiques, laissant son empreinte dans le paysage.
Au
cours du Quaternaire, la surface englacée a couvert jusqu’à 30% du
globe terrestre. Aujourd’hui, 5 % des glaces sont stockées dans des
glaciers centrés sur des reliefs. Leur morphologie est particulière, en
langues de glace coalescentes s’écoulant à une vitesse très variable de
10 à 100 m/an.
La
glace a un comportement de fluide très visqueux et, à la condition
d’une pente, flue sous l’effet de son poids. Le profil d’érosion est
caractéristique :
- Document 6 : Modelé glaciaire (www.paysagesglaciaires.net)
Remarques :
Un Horn est
un sommet, aux pentes souvent abruptes, dû à l’action de trois ou
quatre glaciers de cirque œuvrant sur les deux versants d’une arête
sommitale.
Le terme « roches moutonnées »
ne fait pas référence à une éventuelle ressemblance avec une toison ou
un troupeau de moutons. Il s'agit en fait d'une analogie avec une
perruque du XVIIIe siècle, que l'on « moutonnait » avec une peau de mouton.
Les différentes actions des glaciers sont :
• une action érosive due à l’effet des chocs thermiques qui fragmentent les roches,
• une action ablative, la glace déloge les fragments et les entraîne dans son déplacement,
• une action abrasive liée aux moraines de fond qui strient, usent et moutonnent le socle rocheux.
Quand
le glacier recule et fond, on retrouve : des cordons et des arcs de
moraines frontales et latérales, des vallées en U bordées par des
épaulements, des cirques glaciaires, des roches polies, striées et des
blocs erratiques de grande taille. On utilise le terme « till » pour
qualifier l’ensemble des sédiments glaciaires et lorsque ces sédiments
sont indurés on parle de « tillites ».
En
périphérie des zones glaciaires, on a des sols souvent gelés
(permafrost), cryoturbés et/ou, découpés par des réseaux de fentes
parfois hexagonales. Le vent prend en charge les particules fines et
les accumule sous forme de lœss (limon, argile et sable) plus ou moins
riches en carbonates.
Dans
les dépressions, s’installent des lacs peu à peu comblés de façon
saisonnière par des sédiments très fins formant des varves.
Les
formes d’érosion glaciaires, les sédiments glaciaires et les
morphologies périglaciaires marquent les paysages et permettent ainsi
de reconstituer les fluctuations climatiques du passé.
- Document 7 : Graphique des grandes variations climatiques déduites de l’évolution de différents paramètres (www.ipsl.fr/fr/Pour-tous/Foire-aux-questions-sur-le-climat/Paleoclimatologie-Holocene-4)
L’axe
horizontal représente le temps, en milliers d’années avant l’actuel
(1950 A.D.), du passé (à gauche) vers le présent (« 0 »). Les bandes
bleues verticales soulignent les périodes glaciaires. Le moteur des
changements climatiques est représenté, sur l’axe vertical, à travers
l’ensoleillement d’été à 65°N (en watt par mètre carré). Quatre
variables décrivent l’évolution du climat, de bas en haut :
• les variations du niveau des mers (en mètre), déduites de l’analyse du δ18O des sédiments marins, qui reflètent l’intensité des glaciations ;
• la température en Antarctique (en degré Celsius), déduite de l’analyse des glaces du forage EPICA Dôme C ;
•
les teneurs de l’atmosphère en méthane (en partie par milliard en
volume) et en dioxyde de carbone (en partie par million en volume),
issues de l’analyse de l’air de la glace des forages de Vostok et Dôme
C (Antarctique).
Le zéro de l’axe vertical concernant l’ensoleillement de juin à 65°N (W/m2) correspond à la valeur moyenne de l’ensoleillement actuel en juin à la latitude 65°N (355 W/m2). Ainsi, l’insolation estivale des zones polaires varie de plus ou moins 40 W/m2 autour de cette valeur moyenne.
La
réponse du climat aux changements d’ensoleillement est amplifiée par
les rétroactions positives liées à la variation de l’extension des
glaces continentales (qui modifie l’albédo) et par celles liées aux
changements du taux de CO2 atmosphérique responsable en partie de l’effet de serre (lors d’une période de plus grande insolation, le CO2 de
l’eau des océans diffuse davantage dans l’atmosphère ce qui augmente
l’effet de serre et inversement lors de période de plus faible
insolation la solubilité du CO2 atmosphérique augmente et donc l’effet de serre diminue).
Glaciations et périodes interglaciaires : des cycles sur 100 000 ans
L’enregistrement
climatique de Dôme C révèle de nouvelles informations sur l’évolution
du climat. Il confirme les éléments sur l’histoire des températures
antarctiques dont les scientifiques disposent sur un autre site,
Vostok, pour la période depuis 400 000 ans. Typiquement, l’amplitude
des changements de température entre la dernière glaciation, il y a
environ 20 000 ans, et la période actuelle est de 9 ± 2 °C. Ces
reconstructions de température sont essentielles pour tester le
réalisme des modèles de climat, utilisés également pour prévoir son
évolution future. Il semble que les modèles de climat aient tendance à
sous-estimer les changements passés de température dans les régions
polaires. Le forage de Dôme C couvre 800 000 ans, ce qui autorise
l’étude de plusieurs glaciations. Ces périodes se succèdent à un rythme
de l’ordre de 100 000 ans, comme l’étude des sédiments marins l’avait
déjà dévoilé. Étant donné que le climat est majoritairement en
condition glaciaire au cours de cette période, un enregistrement long
permet de caractériser finement les subtiles différences entre les
différentes périodes interglaciaires « chaudes » qui se produisent
entre deux glaciations. Les glaces de Dôme C révèlent ainsi que les
périodes les plus chaudes atteignent des températures supérieures
d’environ 5 °C, au maximum, par rapport à aujourd’hui. Elles indiquent
également que les périodes chaudes présentent une grande variété de
durée et d’intensité.
Comprendre
les mécanismes qui produisent la fin d’une période chaude est essentiel
vis-à-vis de l’évolution du climat actuel et de la capacité des
climatologues à prévoir quand aura lieu la prochaine glaciation.
L’augmentation
de l’effet de serre peut être caractérisée par rapport à la variabilité
naturelle des concentrations de gaz à effet de serre dans l’atmosphère,
déduite de l’analyse des gaz piégés dans la glace de Dôme C. Réalisées
à l’université de Berne en Suisse et au LGGE (Laboratoire de
Glaciologie et de Géophysique de l’Environnement), ces mesures ont été
publiées pour les derniers 650 000 ans. Les résultats confirment
l’analyse de l’air de la glace de Vostok et révèlent que les niveaux
actuels de dioxyde de carbone et de méthane dans l’atmosphère,
actuellement à 380 ppmv et 1 700 ppbv, sont sans précédent en termes de
niveaux atteints et de rythme d’augmentation, sur l’ensemble de cette
période.
La
publication des enregistrements de gaz à effet de serre dans la glace a
également donné confiance aux climatologues dans l’exploitation des
mesures isotopiques dans la glace de Dôme C.
Ces
données indiquent que l’histoire du climat antarctique est cohérente
avec celles de l’ensemble de notre planète à l’échelle
glaciaire-interglaciaire, ce que confirment les modèles de climat, qui
montrent que le changement de température au centre de l’Antarctique
est proportionnel à celui qui affecte la moyenne globale des
températures. Or, les enregistrements des températures antarctiques et
ceux des concentrations en gaz à effet de serre révèlent tous deux une
modification très importante dans l’intensité des changements
climatiques pour la partie la plus ancienne, avant 400 000 ans. Pour
ces périodes anciennes, les paléoclimatologues observent des périodes
interglaciaires « tièdes », d’une intensité bien plus faible que les
périodes interglaciaires les plus récentes. Pour l’instant, ils
élaborent des hypothèses pour expliquer ce changement profond dans
l’intensité des périodes chaudes.
Enfin,
la corrélation étroite entre les variations passées de température en
Antarctique et la concentration de l’atmosphère en dioxyde de carbone
et méthane montre qu’il existe un couplage fort entre l’évolution du
climat, pilotée par les paramètres de l’orbite de la Terre, et les
rétroactions entre le climat et le cycle du carbone. En d’autres
termes, quand le climat se modifie, les puits et sources naturels de
carbone se réorganisent, ce qui peut amplifier les changements
climatiques. Les mêmes processus sont en jeu actuellement.
L’utilisation massive de combustibles fossiles, la déforestation et
l’agriculture intensive rejettent des composés à effet de serre, qui
modifient le bilan radiatif de la Terre et provoquent un réchauffement.
Les changements climatiques entraînent des réorganisations des puits et
sources de carbone, à travers des évolutions dans la circulation
océanique et dans l’apport de précipitations favorables à la croissance
de la végétation. Les études de modélisation conduites au LSCE
(Laboratoire des Sciences du Climat et l'Environnement) suggèrent que
l’effet du changement climatique à venir sur les puits et sources de
carbone pourrait accroître de manière significative l’accumulation de
gaz à effet de serre dans l’atmosphère, et ainsi amplifier les
bouleversements climatiques.
Les évènements Dansgaard-Oeschger (D/O) : des variations rapides du climat de forte amplitude
Un
des résultats majeurs obtenu grâce à la résolution temporelle de la
carotte groenlandaise de GRIP, est la mise en évidence des événements
Dansgaard-Oeschger (D/O) qui sont des variations rapides du climat de
forte amplitude. L'enregistrement de ces événements est identique dans
les différentes carottes du Groenland, ce qui indique que ces
événements reflètent des changements climatiques au moins à l'échelle
du Groenland. Les fluctuations en CO2 associées
aux événements D/O sont de l’ordre de 50 ppmv au Groenland. Ces
fluctuations, mises à part certaines beaucoup plus faibles (de l’ordre
de 10 ppmv), n'ont pas été observées sur le profil CO2 à haute résolution de la carotte antarctique de Byrd.
Pour
ce qui est du méthane les deux enregistrements, GRIP au Groenland et
Vostok en Antarctique, sont compatibles. Les résultats détaillés
obtenus sur la carotte de GRIP montrent un parallélisme remarquable
entre les fluctuations du climat et les teneurs en CH4.
Ce
résultat suggère que les oscillations rapides du climat enregistrées
dans la carotte de GRIP n’ont pas affecté seulement le Groenland mais
aussi les zones émettrices de méthane que sont les basses latitudes.
Les climats sur les derniers 10 000 ans
Durant
les derniers 10 000 ans (période de l'Holocène) le climat est resté
interglaciaire, proche de celui que nous connaissons actuellement, avec
des fluctuations de faibles amplitudes. Cette période est donc
intéressante pour étudier les interactions climat/cycle des gaz à effet
de serre dans les conditions actuelles.
Peu de résultats sur les teneurs en CO2 sont
actuellement disponibles. Cependant les résultats de Neftel et al.
(1988) concernant le début de l’Holocène suggèrent une oscillation
d’environ 40 ppmv entre 10 et 5 000 ans B.P., avec un minimum vers 8
000 ans B.P. Ces résultats concernent une période marquée par la fin de
la désintégration des grandes calottes de l’hémisphère nord et donc de
l’élévation du niveau marin. Cette période ne peut donc pas être
considérée comme stable vis à vis du cycle du carbone.
Grâce
à la carotte groenlandaise de GRIP, nous disposons maintenant d'un
enregistrement complet du méthane durant l’Holocène. Bien que gardant
des valeurs élevées, le méthane montre une large oscillation sur
l'ensemble de cette période, avec un minimum d'environ 140 ppbv vers 5
500 ans BP. Cette oscillation est entrecoupée par une oscillation
rapide d'environ 100 ppbv vers 8 200 ans BP, qui coïncide avec un
refroidissement très rapide et court.
Ces modifications des teneurs du CH4 atmosphérique
sont attribuées principalement à des changements dans la superficie des
zones marécageuses sous les tropiques pendant la première moitié de
l'Holocène, puis au développement des tourbières boréales au cours des
derniers 5 000 ans.
Les climats sur les derniers siècles
Depuis la fin du XVIIIe siècle, une augmentation progressive et continue est enregistrée pour la teneur en CO2 et la teneur en méthane. Cette évolution aboutit à l'heure actuelle à une augmentation d'environ 25% de la teneur en CO2 et
environ 150% de la teneur en méthane. Elle est le résultat de
l'activité anthropique particulièrement développée depuis le début de
l'industrialisation. Les archives glaciaires permettent de replacer
cette évolution dans le contexte naturel : depuis plusieurs centaines
de milliers d'années les niveaux naturels de ces gaz n'ont jamais
excédé 280 ppmv (CO2) et 750 ppbv (CH4) ; elles atteignent aujourd'hui respectivement de 380 ppmv et 1 700 ppbv.
Bilan : Carottes de glace et paléoclimat
Les
glaces de l'Antarctique et du Groenland ont, depuis une vingtaine
d'années, fourni des résultats importants permettant de comprendre
l'évolution passée et future de notre climat avec la mise en évidence
d'une relation entre climat et gaz à effet de serre dans le passé et la
découverte de variations climatiques rapides. Les deux dernières années
ont permis d'accroître considérablement l'information disponible à
partir de ces glaces polaires grâce aux forages de North GRIP au
Groenland et de Dôme C en Antarctique, permettant respectivement
d'étendre les enregistrements au dernier interglaciaire (North GRIP) et
aux huit derniers cycles climatiques (Dôme C). Ces résultats indiquent
que le dernier interglaciaire était, aussi bien au Groenland qu'en
Antarctique, plus chaud que l'Holocène, d'environ 5°C.
Ils
mettent en évidence un lien étroit entre les variations rapides
caractéristiques de la dernière période glaciaire au Groenland et les
variations millénaires enregistrées en Antarctique. Dans cette région,
le rythme des variations climatiques s'est modifié de façon notable il
y a un peu plus de 400 000 ans et ce même changement de rythme est
observé pour les concentrations en CO2 dont
la relation avec le climat antarctique a été remarquablement stable
depuis 800 000 ans. A aucun moment de cette période, les concentrations
de CO2, CH4 et N2O n'apparaissent avoir été aussi élevées qu'actuellement.
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