Activité4 chap4 TS spe : les glaces polaires e

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pb : Quelle relation peut-on établir entre les glaces polaires et le climat ?
Activité4 chap4 TS spe : les glaces polaires et les paléotempératures :
Saisir des informations et les mettre en relation
Livre p 100-101
Vidéo carotte polaire
https://www.youtube.com/watch?v=zoTXbXsC69k
Le document 1 permet de préciser la relation existant entre les proportions des isotopes de l’oxygène présents
dans l’eau ou la glace et la température du lieu de précipitation.
Le logiciel proposé permet d’afficher l’ensemble des stations ayant réalisé des mesures isotopiques, d’en
extraire celles qui sont les plus représentatives et d’obtenir le graphique 1b : ce dernier montre clairement une
corrélation simple entre température et δ18O. On comprend ainsi comment, en mesurant le rapport δ18O (ou
le rapport δD) sur des glaces polaires, on peut accéder à des paléotempératures grâce à un thermomètre
isotopique convenablement « calibré ».
Le document 2 montre le graphe obtenu à partir des mesures du rapport δ18O dans le forage du Dôme C en
Antarctique (même lieu que les graphiques des Activités Pratiques 1 relatifs à la concentration en certains gaz
atmosphériques). Les paléotempératures indiquées ont été calculées à partir de l’équation de la droite
correspondant au thermomètre isotopique (document 1). Ce graphique présente les variations de
températures en durée, en amplitude et permet d’effectuer une comparaison entre ces variations et celles
portant sur l’évolution des gaz atmosphériques présentées dans la double page précédente.
Le document 3 a pour objectif de faire comprendre aux élèves la nécessité de réaliser des corrélations entre
les mesures arctiques et antarctiques afin de s’assurer que les variations climatiques enregistrées sont bien
globales.
Réponse aux questions
Doc. 1 : La carte montre que plus la latitude augmente plus la valeur du rapport δ18O diminue. Cela signifie
que le rapport de concentration 18O/16O diminue : les précipitations sont donc proportionnellement enrichies
en 16O (ou appauvries en 18O).
En effet, une masse d’air se charge de vapeur d’eau vers les basses latitudes. Au cours de son transport vers
les hautes latitudes, elle va s’appauvrir progressivement en isotopes lourds, au fil des condensations
successives. Plus la masse d’air se refroidit, plus elle se condense, et plus l’eau des précipitations est appauvrie
en oxygène 18 (le phénomène est comparable en ce qui concerne le deutérium D ou 2H). En corrélant les
valeurs du rapport δ18O mesurées dans les précipitations avec les relevés de température aux différentes
latitudes correspondantes, on obtient une représentation linéaire. On dispose ainsi d’un « thermomètre » : la
mesure du δ18O correspond bien à une température.
Remarquons qu’il est nécessaire de calibrer la droite obtenue en un lieu donné car la correspondance δ18O/T
°C dépend de nombreux facteurs locaux. Enfin, comme tout permet de penser que la corrélation entre δ18O et
température a toujours été la même par le passé, cette méthode permet de mesurer des températures «
fossilisées » sous forme de rapports δ18O mesurables dans les glaces anciennes.
Doc. 1 et 3 : En utilisant le graphe du document 1 pour les variations du δ18O, on constate que l’amplitude des
variations de température mesurées est comprise entre – 46 °C et –36 °C environ.

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Doc. 2 : Ce graphique montre plusieurs (8) cycles climatiques marqués par une augmentation relativement
brusque de la température (entrée dans une période interglaciaire) et une baisse plus progressive (retour vers
une période glaciaire). Les 4 derniers cycles glaciaires, d’une durée moyenne de 100 000 ans, sont nettement
visibles. L’amplitude maximale des variations de température s’élève à 15 °C pour le dernier cycle. De
nombreuses oscillations plus ou moins importantes existent en particulier à l’intérieur des périodes glaciaires.
Doc. 3 : Les forages GISP, GRIP au Groenland et Vostok en Antarctique permettent :
– de préciser l’évolution des paléotempératures au cours des derniers 100 000 ans ;
– de comparer ces variations dans les deux régions polaires.
Les graphes δ18O et δD sont très semblables. Ils permettent d’établir qu’il y a 85 000 ans la température a
commencé à chuter (–12 °C) pour atteindre un minimum il y a 70 000 ans. De nombreuses petites oscillations
marquent cette période glaciaire et sont visibles (notamment de – 70 000 ans à – 18 000 ans). Puis, la
température augmente « rapidement », jusque vers – 10 000 ans (amplitude de l’ordre de + 12 °C) et reste
élevée, avec des oscillations : nous sommes désormais en période interglaciaire.
À Vostok, les grandes variations précédentes sont repérables de façon à peine décalées dans le temps, les
oscillations à l’intérieur de la période glaciaire sont moins marquées. La bonne corrélation entre les deux pôles
suppose qu’il existe une origine globale aux grandes variations constatées.
Synthèse :
L’utilisation d’un thermomètre isotopique fondée sur le rapport de concentration d’isotopes (18O et 16O
d’une part, 1H et 2H d’autre part), calibré à la zone d’extraction des carottes glaciaires, permet de mettre en
évidence une succession de périodes glaciaires et interglaciaires d’une amplitude globale de 10 à 15 °C et dont
l’origine est naturelle et non anthropique.
Le 18O de la glace
Le dioxygène est un mélange isotopique de 99,8% d'16O et 0,2% d'18O, les mêmes proportions règnent dans
l'eau (H218O et H216O).
On constate que la concentration en 18O dans les glaces polaires est inférieure à celle des eaux océaniques et
que la concentration en 18O dans les glaces est fonction de la température de précipitation de la neige.
L'accumulation d'inlandsis sur les continents, lors des périodes glaciaires s'est traduite par un enrichissement
relatif de l'eau océanique en 18O.
Les variations du rapport 18O/16O dans les glaces et les océans au cours du temps constituent des
paléothermomètres permettant de connaître l'évolution du climat.
Pour étalonner le thermomètre isotopique, on évalue le rapport 18O/16O dans des échantillons de neige en
fonction de la température de précipitation, par rapport au standard de l'eau océanique, en utilisant la
formule conventionnelle:
Le 18O s'exprime en °/oo et varie dans le même sens que 18O/16O.
- La notion de thermomètre isotopique :

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Belin Edition 2012
 Préciser comment évolue la valeur du deltaD évolue quand la teneur en deutérium de l’eau diminue
Belin Edition 2012

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Du fait de température constamment négatives, les calottes polaires ont accumulé des épaisseurs
de glaces pouvant dépasser 3 Km
En effectuant des mesures sur les précipitations actuelles, on a constaté une relation entre la
température à laquelle surviennent ces précipitations et la composition isotopique de l’eau. Les
deux éléments constitutifs de l’eau sont exploitables : pour l’hydrogène on s’intéresse au rapport
D/H et pour l’oxygène au rapport 18O/16O. Dans les deux cas : plus la température est basse plus
l’eau est apprauvie en isotope lourd donc plus l’indice isotopique ᵟD ou ᵟ18O est faible. La
composition isotopique de la glace, à différentes profondeurs dans une carotte, nous renseigne
donc sur la température locale à l’époque des précipitations..
Pb : que peuvent apporter les foraminifères dans l’étude des climats ?
Activité 5 chap4 TS spe : les données des foraminifères
TP 2 TS spe : l’évolution globale du climat à partir des données des foraminifères.
Livre p 104-105
Le document 1 représente une cartographie mondiale réalisée à partir des banques de données polliniques
relatives à de nombreux sites. Dans les cartes présentées, il est possible de faire tracer aux élèves les limites de
certains biomes représentatifs et de suivre au cours du temps leur extension géographique.
Le document 2 apporte des informations sur les foraminifères et présente une activité pratique réalisable en
classe qui consiste, à partir de boues océaniques prélevées lors de campagne de forage (campagne du Marion
Dufresne), à solubiliser les sédiments et à réaliser un tri sur colonne de tamis (tamis 125 μm). Une simple
identification des différentes familles de foraminifères ou, si l’échantillon le permet, un comptage du nombre
d’individus peut être réalisé. Si l’on dispose de deux niveaux différents, on peut alors discuter des différences
de contenu, émettre des hypothèses sur l’origine des variations constatées et surtout faire prendre conscience
de la maigre fiabilité des estimations réalisées.
Le document 3 identifie les exigences climatiques de trois espèces de foraminifères et montre un graphe relatif
à un forage réalisé à l’équateur : ce graphe peut être construit à partir d’une banque de données
téléchargeables en demandant aux élèves de justifier le choix des espèces figurant dans la banque de données.
Réponse aux questions :
Doc. 1 : Les biomes à observer sont ceux pour lesquels les données sont nombreuses : les forêts (tempérées,
tempérées chaudes ou boréales) de l’hémisphère Nord (Europe et Amérique du Nord) donnent une bonne
image de l’évolution climatique. Ces forêts, sont inexistantes à – 18 000 ans où les données polliniques
disponibles montrent l’existence d’une toundra sèche dans le sud de l’Europe. Il y a 6 000 ans, la forêt
tempérée occupe presque toute l’Europe y compris l’Europe du Nord alors qu’à une époque récente, la
zonation climatique est bien marquée (en Europe comme en Amérique du Nord) par la forêt boréale au Nord,
la forêt tempérée réduite aux latitudes d’environ 45 degrés, et la forêt tempérée chaude occupant le sud de
l’Europe et le sud de la côte est-américaine. On peut ainsi reconstituer un scénario climatique : un climat très
froid il y a 18 000 ans (période glaciaire), un optimum climatique il y a 6 000 ans (maximum interglaciaire) puis
des modifications climatiques (un léger refroidissement dans le nord de l’Europe) entraînent une zonation plus
marquée des trois biomes forestiers.
Doc. 2 et 3 : L’abondance actuelle de trois foraminifères (N. pachyderma, G. bulloïdes, G. ruber) dépend de la
localisation des forages réalisés dans l’Atlantique Nord et donc de la température des eaux océaniques. Ces
espèces actuelles ont donc des exigences thermiques strictes (5 °C pour N. pachyderma, 16 °C pour G.
bulloïdes et 25 °C pour G. ruber). Le graphe de droite réalisé à partir d’un sondage réalisé à 0° de latitude et
23° longitude ouest permet d’identifier les modifications de la température océanique en estimant que les
exigences climatiques actuelles sont transférables au passé. Entre – 25 000 ans et – 150 000 ans, les
foraminifères les plus abondants sont N. pachyderma, signant une température relativement froide (aux
environ de 14 °C) ; entre – 15 000 ans et – 10 000 ans, le nombre d’individus appartenant à l’espèce G. ruber
augmente brutalement, signant un réchauffement des eaux superficielles alors que N. pachyderma existe
encore. La coexistence des deux espèces permet d’envisager une température océanique aux alentours de 18

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°C. Après –10 000 ans, G. ruber est presque exclusivement présent témoignant d’une accélération du
réchauffement océanique et d’une température océanique supérieure à 20 °C (là encore, prendre garde à
l’orientation de l’échelle de temps).
Les deux types d’indices, continentaux (pollens) et océaniques (foraminifères), donnent des
indications concordantes sur l’évolution du climat depuis 20 000 ans : la période glaciaire prend fin
il y a 15 000 ans et lui succède une période interglaciaire dont l’optimum climatique se situe il y a 6
000 ans.
Pb : Quels indices peuvent apporter les glaciers dans la reconstitution des climats ?
Activité 6 chap 4 TS spe : Les indices donnés par les glaciers :
Livre p 106-107
Le document 1 illustre d’une part l’extension de la banquise arctique (étendue de mer gelée) mais aussi
l’évolution d’un glacier continental en Alaska à travers deux photographies.
Le document 2 permet d’appréhender la variation de l’extension des glaces (banquise et calotte polaire) mais
aussi la variation de masse, obtenue grâce à de nouveaux capteurs satellitaires (Cryosat 2 développé par l’ESA
: agence spatiale européenne).
Le document 3 montre la fragmentation de la banquise antarctique et la dérive de gigantesques icebergs.
Réponse aux questions :
Doc. 1, 2 et 3 : La surveillance satellitaire de l’Arctique (inlandsis et banquise) de 1979 à 2011 montre une
surface en réduction d’environ 1 % par an, en particulier au niveau de la glace de mer. Ces modifications sont
aussi visibles dans le paysage au niveau des langues glaciaires dont la longueur est en nette diminution depuis
un siècle. Les glaces antarctiques sont elles aussi sous surveillance satellitaire ce qui permet de suivre des
phénomènes de mois en mois mais aussi des événements plus ponctuels comme les débâcles d’icebergs
géants tel l’iceberg B15-A, détaché de la barrière de glace de Ross en l’an 2000, le plus grand iceberg dont
l’existence ait jamais été enregistrée.
Doc. 1, 2 et 3 : Alors que la superficie des glaces arctiques est mesurée en diminution de 8 % par an, celle des
glaces antarctiques semble assez constante de 1978 à 2011.
Depuis quelques années, des mesures laser effectuées par hélicoptère, confrontées à des données prises par
satellite (projet Icesat de la Nasa), permettent d’appréhender l’épaisseur des glaces (donc leur volume et leur
masse). Les données montrent une diminution de masse bien marquée depuis 2006 environ
L’évolution récente du climat appréhendée à travers les mesures de superficie et d’épaisseur des
glaces polaires est marquée par un changement des températures estivales et hivernales
entraînant, en particulier en Arctique, une diminution des glaciers et de la banquise.
Livre p 108 – 109
Le document 1 aborde la dynamique d’un glacier continental depuis la zone d’accumulation en amont à la
zone d’ablation en aval et évoque les produits déposés par les glaciers : les moraines. Il précise aussi les
conditions d’un équilibre glaciaire (ni recul, ni extension) en relation avec les conditions climatiques hivernales
et estivales (température et précipitations).
Le document 2 permet d’illustrer la notion de bloc erratique, historiquement à l’origine de la découverte, dans
la première moitié du XIXe siècle, de grandes modifications climatiques et du possible transport par les glaciers
d’énormes blocs en dehors de leur province géologique d’origine. Ce document permet de confirmer
l’existence de deux maximum glaciaires : – 120 000 ans (Riss) et – 20 000 (Würm).