Les changements climatiques aux grandes échelles de temps

RR - 16/04/17 - 769794905 - 1/8
Les changements
climatiques aux grandes
échelles de temps
I. Les changements paléogéographiques ont des conséquences climatiques
A. La tectonique des plaques modifie la latitude d'un continent
B. La position relative des continents influe sur la circulation des enveloppes fluides
II. Divers mécanismes libèrent ou consomment du CO2 en grande quantité
A. La précipitation-dissolution des carbonates a un bilan nul sur le CO2 atmosphérique
B. L'altération des silicates des reliefs orogéniques consomme du CO2
C. Les roches carbonées et carbonatées piègent du CO2
D. Deux phénomènes géologiques libèrent du CO2
►TP 1. Climats anciens et variations du niveau marin dans le blayais
III. Le climat de la Terre a constamment varié entre des périodes chaudes et froides
A. Pour l'antépaléozoïque (avant - 540 Ma) les données sont fragmentaires
B. Le Paléozoïque (= ère primaire de - 540 à - 250 Ma) est une période chaude marquée par deux
glaciations
C. Le Mésozoïque (= ère secondaire de -250 Ma à - 65 Ma) est une période chaude
D. Le Cénozoïque (≈ ère tertiaire de -65 Ma à l'actuel) se caractérise par des fluctuations climatiques
IV. Des modèles permettent d'envisager les climats futurs
A. Les modèles d'évolution climatiques prévoient à court terme un réchauffement d'origine anthropique
B. L'évolution du climat est un enjeu scientifique et sociétal
OBJECTIF
 Aux petites échelles de temps (moins d'1 Ma) les changements
climatiques dépendent uniquement des variations des paramètres
orbitaux de la Terre amplifiées notamment par les variations de l'albédo
et du taux de CO2 atmosphérique.
 Aux grandes échelles de temps (du million au milliard d'années) les effets
directs et indirects de la géodynamique interne (tectonique des plaques)
et de la géodynamique externe (érosion, sédimentation) se font sentir.
 On cherche à préciser en quoi la géodynamique influe sur le climat.
CONSEIL. Revoir cours de Seconde, Première S et Terminale S (parties
géologie).
Spécialité
Chapitre
2.2
2 semaines

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I. Les changements paléogéographiques ont des
conséquences climatiques
A. La tectonique des plaques modifie la latitude d'un continent
► FIGURE 1a. Latitude de l'Europe de l'ouest depuis 320 Ma dans Nathan p.
130 fig. 1.
 La quantité d'énergie reçue en un lieu donné dépend de sa latitude.
 Actuellement, les masses continentales se trouvent surtout dans les latitudes
moyennes et hautes de l'hémisphère nord (Amérique du nord et Eurasie alternent
avec les océans Pacifique et Atlantique). L'hémisphère sud est essentiellement
occupé par des océans (Pacifique, Atlantique et Indien).
►FIGURE 1b. Planisphère actuel dans Hatier 1S, 3e de couverture.
►FIGURE 2. Répartition des continents et des climats au Carbonifère
supérieur (-300 Ma) dans Nathan p. 131 fig. a.
 Il y a 300 Ma (Carbonifère supérieur = fin du paléozoïque) se forme un super
continent, la Pangée ("toute la terre" en grec ancien), entouré d'un océan unique
la Panthalassa ("toute la mer" en grec ancien). L'essentiel des continents se situe
soit dans la zone intertropicale, chaude (France en position équatoriale), soit
dans les hautes latitudes de l'hémisphère sud, froides.
 La Pangée résulte de la collision entre trois blocs continentaux :
- au nord, la Sibérie et la Laurasie (Amérique du nord et une partie de l'Europe
actuelle) ;
- au sud, le Gondwana (Amérique du sud, Afrique, Arabie, Inde, Australie, Antarctique
et Madagascar).
 La collision de la Laurasie et du Gondwana donne naissance à la chaîne
hercynienne, longue de plusieurs milliers de kilomètres et atteignant 5 000 m d'altitude.
Aujourd’hui il n'en subsiste plus que des vestiges dans les Appalaches, le Massif
Central, le Massif Armoricain, les Vosges, en Allemagne ou dans l'est de l'Europe. La
collision de la Sibérie a donné naissance à l'Oural.
 Les mouvements qui affectent les plaques lithosphériques entraînent la formation
d'un supercontinent tous les 400 à 500 Ma. Ce continent se fragmente ce qui entraîne
la naissance de bassins océaniques (= divergence durant environ 200 Ma). Par la suite la
fermeture de l'océan par subduction (= convergence durant environ 200 Ma) conduit à
une nouvelle collision intercontinentale (cycles de Wilson).
B. La position relative des continents influe sur la circulation des
enveloppes fluides
►FIGURE 3. Répartition des continents et des climats au Crétacé supérieur
(-80 Ma) dans Nathan p. 131 fig. b.
 Dès la fin du Paléozoïque la Pangée se fragmente ce qui entraîne la formation des
océans actuels puis des chaînes de collision récentes (Alpes, Himalaya).
 Les circulations d'eau et d'air obéissent à la répartition océan continent ainsi
qu'aux reliefs. Une position différente des continents entraîne une circulation
différente des enveloppes fluides.
►FIGURE 4a. Vents dominants actuels (vitesse élevée des 40e rugissants et
des 50e hurlants par rapport aux vents des latitudes équivalentes de l’hémisphère
nord) dans Cours de 2e chapitre 1.2, Hatier 2e p. 47 fig. 12.
►FIGURE 4b. Courants océaniques actuels, cinq courants giratoires liés aux
alizés et aux forces de Coriolis dans Cours de 2e chapitre 1.2, Hatier 2e p. 46 fig.
11.

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II. Divers mécanismes libèrent ou consomment du CO2 en
grande quantité
►FIGURE 5a. CO2 et température mondiale depuis 600 Ma dans Nathan p. 130
fig. 2.
►FIGURE 5b. Divers mécanismes libèrent ou consomment du CO2
 Il y a corrélation entre la quantité de CO2 atmosphérique et la température (voir
TS spé. ch. 2.1).
A. La précipitation-dissolution des carbonates a un bilan nul sur le CO2
atmosphérique
►FIGURE 6. Précipitation et dissolution des carbonates dans Nathan p. 133.
 La réaction de précipitation des carbonates s'écrit :
Ca2+ + 2 HCO3-  CaCO3 + CO2 + H2O (réaction 1)
 HCO3- est toujours très abondant. A condition que la quantité de Ca2+ soit suffisante,
cette réaction est généralement favorisée par l'activité enzymatique de divers organismes
qui fabriquent du CaCO3 (coraux...) ou qui consomment du CO2 (autotrophes).
 En milieu aquatique, chaque mole de CO2 consommée par un autotrophe nécessite
en effet 2 ions HCO3-. et donc deux moles de CO2 gazeux car :
2 CO2 (dans l’air) + 2 H2O  2 HCO3-. Quand il y a production nette de biomasse
végétale dans un écosystème il y a donc immobilisation de carbone atmosphérique à la
fois sous forme de matière organique et sous forme de carbonates (carbone inorganique).
VOIR Cours TS spécialité partie 1.
 La réaction de dissolution des carbonates s'écrit :
CaCO3 + CO2 + H2O  Ca2+ + 2 HCO3- (réaction 2)
 La réaction d'équilibre des carbonates (réaction 1+2) s'écrit donc :
Ca2+ + 2 HCO3- = CaCO3 + CO2 + H2O (réactions 1 + 2)
 À une époque donnée, cet équilibre ne modifie pas notablement la quantité de
CO2 atmosphérique car les réactions 1 et 2 se compensent à l'échelle de plusieurs
milliers d'années.
B. L'altération des silicates des reliefs orogéniques consomme du CO2
►FIGURE 7. Altération des roches silicatées et CO2 dans Nathan p. 132.
 Les silicates sont les composants majeurs des roches magmatiques et
métamorphiques qui constituent la croûte continentale, globalement granitique.
Ils possèdent souvent le motif élémentaire (SiO4)4- plus du calcium ou du magnésium
(silicates calco-magnésiens : olivine, pyroxène, plagioclases).
 La réaction simplifiée d'altération (hydrolyse) d'un silicate calcique s'écrit :
CaSiO3 + 2 CO2 + H2O  SiO2 + Ca2+ + 2 HCO3- (réaction 3)
 En fait pour un feldspath calcique (plagioclase anorthite) on a par exemple :
2 CaSi2Al2O8 + 2CO2 + 3 H2O  Ca2+ + Si2O5Al2(OH)4 + 2 HCO3-
L'anorthite est ici hydrolysée en kaolinite mais elle pourrait aussi donner de la séricite
(KAl3Si3O10(OH)2) ou de l'illite (KAl5Si7O20(OH)4).
 Pour l'olivine on a :
Mg2SiO4 + 4 H2O + 4 CO2  2 Mg2+ + H4SiO4 + 4 HCO3-

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 Cependant la réaction 3 consomme du CO2, mais elle libère des ions Ca2+ et
HCO3- qui déplacent l'équilibre des carbonates dans le sens de la réaction 1. Le
bilan des réactions 1 et 3 montre que deux molécules de CO2 sont consommées
alors qu'une seule est libérée. Il y a donc consommation irréversible de CO2.
CaSiO3 + 2 CO2 + H2O  SiO2 + Ca2+ + 2 HCO3-
 SiO2 + CaCO3 + CO2 + H2O
 Les périodes d'importante érosion/altération continentale comme le Permo-
Carbonifère (érosion/altération de la chaîne hercynienne) ou le Mio-Plio-
Quaternaire (érosion/altération de la chaîne alpino-hymalayenne) provoquent une
baisse du CO2 atmosphérique et donc une baisse des températures.
C. Les roches carbonées et carbonatées piègent du CO2
 On a vu (chapitre 1.1) que dans un écosystème à l'équilibre les végétaux
chlorophylliens fixent chaque année « à peu près » la même quantité de carbone
dans la matière organique que les mécanismes hétérotrophes n'en libèrent. À
l'échelle géologique cet « à peu près » a de l'importance car les flux sont
volumineux et surtout durables.
 Une petite partie du carbone organique peut quitter l'écosystème par les rivières
(sous forme de substances humiques par exemple). En milieu marin, si le taux de
sédimentation est suffisant et en absence de dioxygène, cette matière organique
pourra donner, après maturation, du charbon ou du pétrole. L'accumulation de
matière organique produite par le plancton peut jouer la même rôle.
 Comme la séquestration du carbone inorganique (carbonates), l'enfouissement
du carbone organique dans les sédiments, aboutit à un stockage à long terme du
carbone d'origine atmosphérique.
D. Deux phénomènes géologiques libèrent du CO2
►FIGURE 8. Climat et volcanisme sous-marin dans Nathan p. 134 fig. a et b.
►FIGURE 9. Climat et crises volcaniques aériennes dans Nathan p. 135.
1. Les gaz rejetés par le volcanisme contiennent 95% de CO2
 Ce CO2 provient du dégazage du manteau et il est libéré dans l’océan et
l’atmosphère.
 Cet apport est aujourd'hui faible mais il a été énorme lors de la formation de la
planète. L'atmosphère primitive contenait environ 95% de CO2 entièrement
d'origine volcanique (et 5% de N2, comme celle de Mars et Vénus actuellement).
 La pression atmosphérique étant alors de 60 000 hPa, il y avait 100 000 fois plus de
CO2 qu'actuellement (1 015 hPa et 0,036 % de CO2). C'est dire les énormes quantités
de carbone qui ont été soustraites à l'atmosphère
 Une intense activité volcanique aérienne libère des cendres et des aérosols qui
empêchent temporairement une partie de l’énergie solaire d'arriver au sol.
2. Les réactions d'altération de la croûte océanique (basaltique) libèrent du
CO2.
 Par exemple :
CaSiO3 + Mg2+ + 2 HCO3-  MgSiO3 + CaCO3 + CO2 + H2O (réaction 4)

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Mg2+ et HCO3- sont ici apportés par l'eau de mer, alors que dans la réaction 3, CO2 et
H2O sont présents dans l’atmosphère. CaSO3 ne subit donc pas la même réaction
chimique dans l’eau de mer et dans l’air. MgSiO3 = pyroxène.
Au bilan, depuis 4,5 Ga, les mécanismes de piégeage du CO2 sont équivalents aux
mécanismes de production de CO2. D'énormes quantités de CO2 ont été libérées par
le dégazage du manteau mais presque autant sont immobilisées dans la biosphère. Le
CO2 atmosphérique est donc un gaz rare.
- La masse de CO2 atmosphérique est de 2,82.1015 kg.
- 1kg de CaCO3 contient 440 g de CO2. Les calcaires de l'Urgonien des Alpes forment
une couche de 200 m d'épaisseur sur une étendue de 300 km x 50 km. La masse de CO2
contenue dans ces seuls calcaires est de 3,3.1015 kg, soit davantage que le CO2
atmosphérique. L'ensemble carbonates de la Terre représente 4.1020 kg de CO2.
- La quantité de CO2 piégée dans les roches carbonées représente XXXXX kg.
- La formation de carbonates et de roches carbonées depuis le début de l'histoire de la
Terre a fait chuter de manière considérable la quantité de CO2 atmosphérique et, par voie
de conséquence, l'effet de serre.
►TP 1. Climats anciens et variations du niveau marin dans le blayais
TP possible en divers endroits du chapitre
III. Le climat de la Terre a constamment varié entre des
périodes chaudes et froides
 À l'échelle du milliard d'années, divers enregistrements géologiques permettent
d'identifier les changements climatiques avec une résolution temporelle de quelques
millions d'années.
 Les périodes chaudes n’ont pas de calotte glaciaire et les froides en ont.
►FIGURE 5. Température mondiale depuis 600 Ma dans Nathan p 130 fig. 2
A. Pour l'antépaléozoïque (avant - 540 Ma) les données sont
fragmentaires
 L'Archéen (-4 600 à -2 500 Ma) fut certainement une période chaude.
 Le Protérozoïque (de -2 500 à -540 Ma) est marqué par deux épisodes glaciaires
successifs. Le second (glaciation panafricaine) suggère une Terre entièrement
glacée (snow-ball à - 40°C).
B. Le Paléozoïque (= ère primaire de - 540 à - 250 Ma) est une période
chaude marquée par deux glaciations
 Les températures élevées permettent globalement un formidable développement
de la vie et le début des temps fossilifères.
 Au milieu du paléozoïque vers - 435 Ma, la glaciation ordovicienne dure environ
1 Ma.
 Sur un grand continent (Gondwana), le Sahara, centré sur le pôle sud est sous les
glaciers. Curieusement le taux de CO2 est alors 4 à 10 fois plus élevé qu'aujourd'hui
(c'est mal expliqué).