Terminale S - Enseignement de spécialité

Thème 1 : Du passé géologique à l'évolution future de la planète
Terminale S - Enseignement de spécialité
Thème 1 : Du passé géologique à l'évolution future de la planète (7 semaines)
Introduction : Livre p 106 et 107
On observe à la surface de notre planète des phénomènes comme la fonte des calottes glaciaires polaires (Doc1 p 106), une
augmentation des pluies torrentielles et des ouragans dans certaines régions et des sécheresses répétées dans d'autres. On suppose que
ces phénomènes, qui ont des conséquences sur notre environnement et les activités humaines, sont dus à des modifications
climatiques.
Des observations archéologiques (peintures rupestres Doc 2 p 107) ou géologiques (présence de fossiles de coraux dans des roches de
pays à climat tempéré Doc 3 p 107) semblent indiquer des variations des climats dans le passé.
Afin d'élaborer des modèles de prévision des climats futurs de notre planète, on peut utiliser l'étude des climats passés.
Chapitre 1 : Les climats passés de la planète (5 semaines)
Comment connaître les climats des 700 000 dernières années ? Ces changements climatiques étaient-ils globaux ou localisés ?
I.
Le climat a changé au cours des 700 000 dernières années
1°) Les archives des climats passés
a) isotopes de l’oxygène et archives glaciaires
Livre p 110, p 111, pl12
TP n°l « Isotopes de l'oxygène et archives glaciaires »
Les glaces se forment à partir de l'accumulation de neige au cours des années : le principe de superposition s'applique à leur étude.
L'oxygène présente deux isotopes stables, 18O et 16O présents en quantité différente dans l'eau liquide, solide ou gazeuse.
On utilise les variations du rapport isotopique 18O / 16O des glaces polaires (noté δ180 delta isotopique de l'oxygène) afin de connaître les
variations locales de températures au dessus des calottes glaciaires.
Le δ180 renseigne sur la richesse relative en 18O d'un échantillon de glace par rapport à l'eau des océans actuels pris comme référence : le δ180
est un thermomètre isotopique.
Plus le δ18O est négatif, plus la température était basse au moment de la formation de la glace.
La relation δ18O -Température est linéaire et l'équation de la droite permet de déterminer la température (δ18O = 0,68T - 13,7).
Ainsi, on a pu établir l'existence de cycles climatiques successifs durant environ 100 000 ans chacun depuis les dernières 400 000 années.
Un cycle climatique comprend une phase une période glaciaire (phase de refroidissement lente et irrégulière qui peut durer 90 000 ans) et
une période interglaciaire (phase de réchauffement qui peut durer 10 000 ans).
Des cycles de réchauffement/refroidissement sont observés entre deux maximums glaciaires avec des périodes de l'ordre de 43 000, 24 000 et
19 000 ans.
Les résultats obtenus au niveau des deux pôles sont comparables ce qui laisse supposer que ces changements climatiques sont globaux.
Ces variations de températures sont corrélées à des variations de concentration en gaz à effet de serre dans l'atmosphère (CO2, CH4 méthane)
b) Isotopes de l'oxygène dans les tests carbonates des sédiments marins
Livre p 113 « Isotopes de l'oxygène dans les tests carbonates des Foraminifères »
Lorsque le volume des glaces augmente (période glaciaire), le δ180 de l'eau des océans augmente. Le δ180 des carbonates des tests de
Foraminifères correspond à celui de l'eau de mer à l'époque de leur formation.
Durant les 400 000 dernières années, les variations du δ180 des carbonates des tests de Foraminifères sont synchrones avec celles du δ180 des
glaces : il y a donc confirmation des cycles climatiques globaux.
L'étude du δ180 des carbonates des tests de Foraminifères dans les sédiments océaniques permet de généraliser à 700 000 ans l'existence des
alternances des périodes glaciaires et interglaciaires.
c)
Les pollens
Thème 1 : Du passé géologique à l'évolution future de la planète
Livre Document 2 p 117
TP n°2 « Palynologie et climats passés »
Le pollen, élément petit léger servant à la reproduction des plantes à fleur, est émis en grande quantité et présent une grande résistance à la
décomposition grâce à son enveloppe externe l'exine. On les retrouve donc dans les sédiments de lacs ou de tourbières.
La comparaison des pollens fossiles et des pollens actuels permet d'identifier les végétaux qui se sont succédés au cours du temps dans une
région.
En appliquant le principe de l'actualisme, on peut reconstituer les climats passés successifs. Les résultats obtenus confirment les précédents.
Comment expliquer ces changements climatiques du passé « proche » ?
2°) Les causes possibles des changements climatiques du passé « proche »
a)
Les causes astronomiques
Livre p 118 et p 119
Les périodicités observées dans les changements climatiques peuvent être mises en relation avec les variations régulières des paramètres
orbitaux de la Terre :
 L'excentricité de l'orbite terrestre
La Terre décrit autour du soleil une trajectoire qui passe d'une forme circulaire à elliptique avec des périodes proches de 100 000 ans.
Lorsque l'orbite est elliptique, le contraste entre les saisons est plus marqué. En effet, la quantité de rayonnement solaire reçue par la Terre
diminue avec la distance.
 L'obliquité de l'axe de rotation de la Terre
L'obliquité, angle qui caractérise l'inclinaison de l'axe de rotation de la Terre par rapport au plan de l'écliptique (plan de l'orbite terrestre),
varie entre 22° et 25° avec une période de 41 000 ans. Cette variation de l'obliquité entraîne une variation de la quantité de rayonnement
solaire reçue notamment aux hautes latitudes. Lorsque l'obliquité est forte, les contrastes saisonniers sont forts.

La précession des équinoxes
La précession des équinoxes est le résultat du mouvement circulaire de l'axe de rotation de la Terre autour d'un axe perpendiculaire au plan
de l'écliptique combiné au mouvement de rotation de l'orbite de la Terre autour du soleil. Combiné avec l'excentricité de l'orbite, on obtient
des périodes de 19 000 et 23 000 ans.
Ces paramètres déterminent la répartition et les variations de l'énergie solaire reçue aux différentes latitudes au cours du temps. Si
l'insolation reçue par la Terre diminue, une période glaciaire s'installe.
Les seules variations de l'ensoleillement n'expliquent pas l'amplitude observée des variations de température. En effet, la diminution du flux
d'énergie solaire annuel arrivant sur Terre ne varie que de 0,2% (0,5 W/m2) quand l'orbite de la Terre passe d'un cercle à une ellipse,
provoquant une variation de température de 0,5°C
Ainsi, pour faire varier la température moyenne de l'atmosphère d'un écart de 5°C, il faut donc une variation du flux solaire 10 fois plus
importante.
b) D'autres causes amplificatrices

La teneur en CO2 de l'atmosphère
Livre document 2 p 121
Le CO2 présent dans l'atmosphère participe à l'effet de serre de la planète. La concentration de CO2 dans l'atmosphère est en équilibre avec
celle de l'océan car l'eau de mer est capable de dissoudre le C02 atmosphérique. L'absorption du CO2 atmosphérique par l'eau de mer
dépend de la température de celle-ci.
Thème 1 : Du passé géologique à l'évolution future de la planète
Une augmentation de la température de l'eau de mer entraîne une solubilité moindre du CO2, donc une augmentation du CO2
atmosphérique, donc de l'effet de serre et ainsi une augmentation de la température.

L'albédo
Document 3 p 121
L'albédo est le rapport de l'énergie solaire réfléchie par la surface de la terre sur l'énergie solaire incidente. Actuellement 30% de l'énergie
solaire arrivant sur toute la surface de la planète est réfléchie vers l'espace (l'albédo est de 0,3).
Lors d'un refroidissement du climat, la neige et la glace couvrent une plus grande partie de la surface de la Terre. L'albédo moyen de la terre
augmente car la neige et la glace ont un albédo supérieur à l'eau liquide ou les végétaux. La quantité d'énergie solaire absorbée par la Terre va
donc diminuer renforçant ainsi le refroidissement initial.
Les variations de l'albédo ou de la teneur en CO2 de l'atmosphère amplifient les changements climatiques initiés par les variations de
l'insolation : il y a rétroaction positive.
Bilan p 122 et 123
Comment connaître l'évolution des climats du passé plus lointain?
II)
Les changements climatiques aux plus grandes échelles de temps géologiques
1°) Des indices de climat froid
Le climat au PermoCarbonifère (- 355 à - 295 Ma), Livre p 129
On retrouve dans les roches des indices sédimentologiques (moraines et tillites) et morphologiques (stries) qui caractérisent des périodes
froides glaciaires qui durent plusieurs millions d'années.
On peut ainsi visualiser plusieurs grandes glaciations avec mise en place de calottes glaciaires et notamment celle de l'antarctique :
Panafricaine 600MA, Ordovicien, Permocarbonifère 300MA, Jurassique-Crétacé , la dernière entamée il y a 20MA.
2°) Des indices de période chaude
Le climat au Crétacé (-135 à - 65 Ma), Livre p 128 et 129
On peut retrouver dans les roches des indices sédimentologiques (évaporites) et paléontologiques (fossiles de coraux, charbons) témoignant
de climats chauds tropicaux dans le passé.
Comment expliquer ces changements climatiques du passé « plus lointain » ?
3°) Les facteurs possibles des changements climatiques du passé « plus lointain»
a)
La tectonique des plaques : Position des continents et zones climatiques régionales
Livre Doc 1 p 130 et 3 p 131
Pour un continent donné, le déplacement des plaques lithosphériques provoque des modifications climatiques car les continents ont occupé
au cours du temps des positions différentes par rapport aux pôles
b)
Les variations de concentrations en CO2 des différents réservoirs et le climat mondial
Livre Doc 2 p 130
On note une certaine corrélation entre les changements climatiques et les variations de concentrations de gaz à effet de serre (CO2). (Baisse
du CO2, baisse de l'effet de serre donc baisse de T°C)

Influence du développement des végétaux
Le développement des plantes (au Carbonifère) augmente le piégeage du CO2 sous forme de matière organique. Le charbon et le pétrole sont
des stocks de CO2 enfouis, de la matière organique carbonée fossile.
Thème 1 : Du passé géologique à l'évolution future de la planète

Influence du cycle des carbonates
Livre p 133
Dissolution du calcaire : Erosion du calcaire par la pluie
CaC03 + C02 + H20 → Ca2+ + 2 HC03II y a donc transfert du CO2 de l'atmosphère vers l'hydrosphère sous forme d'ions hydrogénocarbonates
Précipitation du carbonate de calcium dans les océans : Utilisation des ions calcium en solution lors de la construction des récifs coralliens
ou calcaires marins
Ca2+ + 2 HCO3 - → CaCO3 + CO2 + H2O
Le Bilan global (dissolution précipitations) est globalement neutre, en équilibre.

Influence de l'altération des roches
Livre p 132
Altération des roches silicatées : Réaction simplifiée Feldspath (Anorthite) Consommation de 2 C02, par exemple lors de l'érosion du
granité.
2 CaAl2Si2O8 + 6H20 + 4C02 → 2 Ca2+ + 4 HCO3- + Al4Si4O10(OH)8
Anorthite (Granite)
kaolinite (argile)
CaSiO3 + H20 + 2C02 → Ca2+ + 2 HCO3 + SiO2 (Réaction simplifiée)
Bilan (Altération Granite et Précipitations Calcaire) = Perte d'un CO2
CaSiO3 + H20 + 2C02 → Ca2+ + 2 HCO3 + SiO2 → CaCO3 + CO2 + H2O + SiO2
II y a corrélation entre les orogenèses (formation de montagnes) et la glaciation Hercynienne en Europe à la fin de l'ère primaire et de
l'Himalaya en Asie et la glaciation fin Jurassique. L'érosion est particulièrement intense dans les chaînes de montagne (augmentation des
précipitations, présence de glaciers en altitude, alternance gel dégel, pente...)

Influence de l'activité volcanique
Livre p 134
L’altération par l'eau de mer de volume considérable de basalte libéré au niveau des dorsales provoque la libération de CO2 et d'autres gaz.
CaSiO3 + Mg2+ + 2 HC03- → MgSiO3 + CaCO3 + CO2 + H20
La libération de cendres dans l’atmosphère provoque le blocage des rayonnements lumineux, donc la baisse de température (phénomènes
brutaux).
Explication de la disparition des nombreuses espèces à ce moment. Crise Crétacé tertiaire. : Modèle de Walker
La libération de CO2 par dégazage lors des éruptions provoque une augmentation de la température globale par effet de serre : le volume de
basalte libéré est proportionnel à l'augmentation de T°C globale Exemple : Le crétacé supérieur.
Bilan p 136 et 137