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Climat de la Terre et développement durable

Climat de la Terre et développement durable. Objectif.  Les changements climatiques de la Terre à différentes échelles de temps.  Développement durable. Plan de l’exposé. I. Le système « Terre-Océan-Atmosphère » (régule le climat de la Terre).

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Climat de la Terre et développement durable

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Presentation Transcript

  1. Climat de la Terre et développement durable

  2. Objectif  Les changements climatiques de la Terre à différentes échelles de temps  Développement durable

  3. Plan de l’exposé I. Le système « Terre-Océan-Atmosphère » (régule le climat de la Terre) II. Variabilité naturelle du climat de la Terre (action du climat sur l’Homme) III. Enjeux pour un développement durable (action de l’Homme sur le climat)

  4. I. Le système « Terre-Océan-Atmosphère » (Les pré requis)

  5. Atmosphère Biosphère Hydrosphère Terre solide (lithosphère) Les réservoirs interactifs Pour comprendre la dynamique externe de la Terre il faut: (i) Connaître les variations d’énergie reçue par le système TOA (ii) Comprendre les échanges et interactions entre les différents réservoirs

  6. I. Le système « Terre-Océan-Atmosphère » 1. Energie du système « Terre-Océan-Atmosphère » et bilan radiatif. Résumé: Le climat de la Terre est contrôlé par: (1) l’énergie reçue (flux solaire incident) (2) l’effet de serre

  7. 1.1 Energie du Système: flux solaire incident Rayonnement électromagnétique d’origine solaire

  8. 1.1 Energie du Système: flux solaire incident

  9. STerre= 4 r2 Sdisque= r2 342 w/m2 1410 w/m2 (P) 1368 w/m2 1320 w/m2 (A) 1.1 Energie du Système: flux solaire incident

  10. 1.2 Bilan radiatif CO2 H2O O3 -18°C +15°C

  11. 1.2 Bilan radiatif Effet de serre -18°C +15°C Schéma du bilan radiatif et effet de serre

  12. 1.2 Bilan radiatif Rôle de la chaleur latente Sur 100 km3 de pluie/an sur les continents 62% retournent à l’atmosphère (ET)  Importance de la végétation dans la régulation du bilan radiatif de la terre

  13. 1.2 Bilan radiatif Moyenne annuelle du flux radiatif net (d'environ -100 à + 100 W/m2) au sommet de l'atmosphère, déterminée au moyen d'environ 500 millions de mesures de ScaRaB-1 (Scanner for Radiation Budget), (03 1994 à 02 1995).

  14. 1.2 Bilan radiatif + _ _ Les moteurs de la dynamique atmosphérique et océanique

  15. I. Le système « Terre-Océan-Atmosphère » 1. Energie du système « Terre-Océan-Atmosphère » et bilan radiatif. 2. Structure et dynamique de l’atmosphère Résumé: La circulation atmosphérique influence le climat de la Terre (1) En répartissant la chaleur de l’équateur vers les pôles (2) En contrôlant la circulation océanique de surface

  16. dynamique atmosphérique et océanique

  17. Rappel sur la composition de l’atmosphère Argon O.9 % CO20.03 % + O30.04 ppm + ……………. 4 106 Gt 1% Azote (N2) 78% 1.2 106 Gt O2 21% Masse* ~ 5.25 106 Gt (moitié de cette masse est à h < 6kms). Composition actuelle de l’atmosphère (air sec) * Psol= 1013,25 hPa et P = F/s = mg/s Pour s = 1m2 masse atm m = P/g = 101325/9.81 Pour s = 4.(6 378 000)2 m2 masse atm m = 5.25 1018 kg

  18. 2.1 Structure de l’atmosphère Structure verticale de l’atmosphère

  19. 18O H Coriolis force Pressure gradient force Resulting path L 1000 hPa Isobare 980 hPa Vent Géostrophique (// isobares) Circulation atmosphèrique Hémisphère Nord Moteur: Convection thermique + Rotation de la Terre

  20. 2.2. Circulation Atmosphèrique Dépression en Atlantique Nord

  21. 2.2. Circulation Atmosphèrique Dépression sur le Pacifique Nord

  22. 2.2. Circulation Atmosphèrique

  23. 2.2. Circulation Atmosphèrique Conséquence: répartition des climats en fonction de la latitude

  24. I. Le système « Terre-Océan-Atmosphère » 1. Energie du système « Terre-Océan-Atmosphère » et bilan radiatif. 2. Structure et dynamique de l’atmosphère 3. Structure et dynamique des Océans Résumé: La circulation océanique influence le climat de la Terre en répartissant la chaleur stockée dans l’océan

  25. 3.1 Structure des océans Froid Chaud T° de surface (moyenne annuelle) Variation annuelle des T° de surface

  26. 3.1 Structure des océans Densité : f(1/T°) et f(salinité) NB: T°, salinité, densité vont contrôler les courants profonds

  27. 3.3 Circulation océanique: courants profonds S N 0 ° -60° 0 +60° -45 ° +10° S 36 36 34.2 35 2000 m 34.8 4000 m Salinité (Atlantique) T° (Atlantique) Moteur : Stratification verticale des Océans (salinité, T°, densité)

  28. 3.4 Circulation océanique globale

  29. 3.4 Circulation océanique globale Modélisation de la circulation d’une particule dans l’océan

  30. I. Le système « Terre-Océan-Atmosphère » II. Variabilité naturelle du climat de la Terre (Les changements climatiques de la Terre à différentes échelles)

  31. II. Variabilité naturelle du climat de la Terre 1. Variabilité sur un pas de temps long (>106 ans) Résumé: Les changements climatiques de la Terre sur un pas de temps long sont liés: (1) à l’absorption du C02 atmosphérique par les océans (2) à la tectonique des plaques

  32. Variations sur le long terme Les données: T° sont corrélées avec les concentrations en CO2

  33. Variations sur le long terme Cause 1: Captage du CO2 atmosphérique par l’océan   Bilan dégazage / absorption: océan absorbe ~ 2GT de carbone /an • précipitation de CaCO3 dans Océans (roches sédimentaires) => baisse effet de serre et baisse des T° de l’atmosphère. • L'ensemble des calcaires sur Terre ~ 40 000 000 de Gt de C (atmosphère actuelle contient ~ 760 Gt de C).

  34. Archives sédimentaires = Variations sur le long terme Carbonates  pièges à Carbone

  35. 2.1. Fragmentation des continents=> Réchauffement Tectonique des plaques (Rhodinia) Tectonique des plaques (Pangée) De -280 à – 80 Ma, CO2 x 6 => hausse T° moyenne ( 12°C à 20-25°C) (cf. fragmentation de la Pangée) Variations sur le long terme Cause 2: Tectonique des plaques  (géodynamique) Subduction => métamorphisme du CaCO3 et SiO2 -> silicates (CaSiO3), dégage du CO2 -> atmosphère (volcans).

  36. Himalaya Tectonique des plaques (Rhodinia) Chaîne varisque Tectonique des plaques (Pangée)  Forte glaciation au permo-carbonifère ( cf. chaîne varisque) • Refroidissement de ~ 10° depuis le Crétacé Supérieur cause possible: chaînes de collision Alpes, Himalaya, Pyrénées, ... Variations sur le long terme 2.2. Chaînes de collision => Refroidissement

  37. Variations sur le long terme Cause du refroidissement ? Altération et Erosion des chaînes de montagne = pompe à CO2 Exemple:  Altération de l'anorthite, silicate calcique: CaAl2Si2O8 + 3H2O + 2CO2 <------> Al2Si2O5(OH)4 (kaolinite) +Ca2+ + 2HCO3- consommation de 2 moles de CO2 pour altération d'une mole d'anorthite. • précipitation de calcite CaCO3,lorsque HCO3- arrive en mer, : Ca2+ + 2 HCO3-<------> CO2 + H2O + CaCO3 Bilan: Altération d‘1 mole d'anorthite a pompé 1 mole de CO2 dans l'atmosphère. http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/

  38. Si, Ca Altération + H2O (+CO2) CaO (silicate) + CO2  CaCO3 Rappel: Altération d‘1 roche contenant 1 mole de CaO ( 40+16=56 g) (silicates calciques) consommera 1 mole de CO2 ( 12+32=44 g) pour donner 1 mole de CaCO3 ( 40+12+48=100 g). La masse de CO2 consommé correspond donc à 44/56 =78 % de la masse du CaO altéré Variations sur le long terme Application: modification du climat par les chaînes de montagne (détails sur http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/) Altération - érosion de l'Himalaya sur 10 km d'épaisseur: • 10 km x 2000 km long x 100 km large  2.106 km3 de roche soit 2. 1015 m3. • Avec une densité de 2500 kg/m3, la masse altérée correspond à 5.1018 kg. • Croûte continentale 5,5% de CaO, dont 2 % dans les silicates (plagioclases, Px,..). • Masse de CaO venant de silicates altérés est donc de : 5.1018 kg x 0,02 = 1017 kg. Son altération a donc consommé 0,78 .1017 kg de CO2. • Atmosphère contient 750 GT de C, soit 750 x 44/12=2750 GT de CO2 (2,75.1015 kg). Rapport CO2 consommé /CO2 atmosphérique : 0,78 .1017 / 2,75.1015 ~ 28 L'altération-érosion de l'Himalaya, selon cette quantification simplifiée, a donc consommé 28 fois la quantité de CO2 atmosphérique actuelle. Si seulement 10% des silicates sont altérés (et les 90 autres % transportés intacts vers les zones de sédimentation), cela correspond à une absorption de 2.8 fois la quantité actuelle du CO2 atmosphériquetendance au refroidissement.

  39. II. Variabilité naturelle du climat de la Terre 1. Variabilité sur un pas de temps long 2. Le climat de la Terre depuis 1Ma Résumé: Depuis 1 Ma les changements climatiques sont liés aux changements de la position de la Terre / soleil (variations d’ensoleillement).

  40. Fonte estivale Dépôt hivernal 1. Climats depuis 1 Ma: indicateurs Chironomid Cladocera Coleoptera Diatom Pollen

  41. Climats depuis 1 Ma: indicateurs Carotte de Glace Glace: • Paléo T° • Paléo atmosphère

  42. (3) Compositions isotopiques mesurées sont comparées à une valeur référence . Climats depuis 1 Ma: indicateurs Les isotopes stables de l'oxygène marqueurs des variations climatiques Composition isotopique de l'oxygène (rapport 18O/16O) variations de températures . (2) 18O plus lourd que 16O  lors de l ’évaporation la phase gazeuse s’enrichit en 16O, (H216O).  lors de la condensation la pluie s’enrichit en 18O, (H218O).

  43. 18O dans les glaces des pôles Climats depuis 1 Ma: indicateurs 18O16O 18O16O 18O/16O 18O Principe: Plus la température globale est basse, plus le processus de condensation est poussé => la vapeur d'eau (nuage) s'appauvrit en isotope lourd (18O) => plus la teneur en 18O aux pôles est faible => 18O/16O diminue dans les glaces des pôles.

  44. Neige 2000 18O= -35 ‰ T°= -30 °C Neige 1990 18O= -31.5 ‰ T°= -25°C période glaciaire: 18O augmente dans océans • Diminution de la quantité d’eau dans les océans. • Augmentation de la quantité de 18O dans océan. Neige 1970 18O= -38.5 ‰ T°= -35°C 18O dans les océans Climats depuis 1 Ma: indicateurs  A l’inverse plus il pleut sur les océans => enrichissement en isotope lourd (18O)

  45. T° annuelle (moyenne) Climats depuis 1 Ma: indicateurs Exemple: rapport 18O/16O = 1.96.10-3 dans la neige au Groenland et T°moy=-30°C 18O (2000) = (1.93.10-3 - 2.10-3)x 1000 = -35 2.10-3

  46. Climats depuis 1 Ma: indicateurs Coraux  variations du niveau de la mer • paléo T° • Profondeur

  47. Climats depuis 1 Ma: indicateurs Courbes de remontée du niveau marin enregistrée par les coraux de la Barbade et des Caraïbes

  48. + 20m -150m Corrélations entre T° et variations du niveau de la mer (en m) Corrélations entre T° et concentrations atmosphériques en CO2 et CH4 Bulles d’air piégées dans la glace Climats depuis 1 Ma: résultats (1) Mise en évidence des cycles climatiques du Quaternaire CO2 ppm T° CH4 ppm

  49. Enregistrement d’un cycle complet interglaciaire-glaciaire Stades isotopiques (océan) Sols Holocène Lœss Dépôts de pente (head) 70 000 ans Plage 120 000 ans  Erosion d’un versant /cycle ~5 m3.m-2

  50. Refroidissement global (- 6 à -8 °C): • variation d’insolation, • diminution des gaz à effet de serre (-1.5°C), • accroissement des calottes de glace et • augmentation de l’albédo, • baisse du niveau de la mer (120 à140 m). http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/ Cycles climatiques à 100 000 ans (2) Effets des cycles climatiques du Quaternaire Tendances évolutives à 100 000 ans NB: Depuis 5000 ans possibilité de croissance des calottes de glace.

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