Dynamique externe de la Terre Flashcards
Caractéristiques physiques de la Terre
- Les Continents
- eaux de ruissellement
- rabotage par les glaces
- action du vent
- érosion et isostasie
- transition continent-océan - Les Océans
- topographie
- dépôt
- biologie océanique
- grands cycles géochimiques - Ressources naturelles
- eaux souterraines
- combustibles fossiles
- gîtes métallifères - Cycles biogéochimiques
- les cycles du C,O,N,P,S
- historique des cycles
- gaz à effet de serre
- réchauffement planétaire
Schéma du grand cycle de l’eau
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3 stade d’évolution d’un cours d’eau en fonction du relief + schéma
- Le stade de jeunesse d’une vallée fluviale se caractérise par du creusement qui conduit à la formation d’une vallée étroite en forme de V; les reliefs sont accentués le long du cours d’eau et on retrouve chutes, cascades et rapides.
- A l’étape de la maturité, le cours d’eau aplanit ses reliefs et diminue son gradient de pente; il commence alors à éroder latéralement, élargissant la vallée et créant, par ses dépôts, une plaine d’inondation. Cette dernière se construit par l’apport constant de sédiments issus de l’érosion en amont et par l’épandage dans la vallée de ces sédiments durant les périodes de débordement dues aux crues.
- Le stade de vieillesse de la vallée est atteint lorsque celle-ci est beaucoup plus large que les plus larges méandres du cours d’eau. A noter que les tributaires du cours d’eau principal contribuent eux aussi à aplanir les reliefs adjacents.
Schéma du processus d’érosion et de dépôt dans un cours d’eau méandrique.
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Schéma théorique du plan d’équilibre des cours d’eau
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Rapport érosion/isostasie
4: 5 mètres
Le budget littoral
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Relief des fonds océaniques - Marge passive
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Plateau océanique
correspondant à la marge de la croûte continentale, est de bathymétrie (profondeur d’eau) très faible comparativement au reste de l’océan, de zéro à moins de 200 mètres. Sa pente moyenne est très faible, 0° 7’ seulement.
Talus continentale
a une pente de l’ordre de 4° seulement, mais qu’on représente le plus souvent, dans notre iconographie habituelle, comme très abrupte. Par rapport au plateau continental, il s’agit néanmoins d’un changement de pente relativement brusque, créant une rupture de pente importante et marquée. Cette rupture se fait à une profondeur de 132 mètres en moyenne.
Glacis continental
Bombement qui se trouve à la base du talus continental.
Marge continentale
zone qui va, du rivage jusqu’à la base du glacis.
Bassin océanique
Le bassin océanique proprement dit est formé de la plaine abyssale (4000 à 6000 mètres de profondeur) et la crête médio-océanique (2000 à 3000 mètres), Des fosses profondes.
Formation d’un océan
- amorce d’un rift continental
- rift continental
- premier plancher océanique
- océan de type Atlantique
Amorce d’un rift continental
L’accumulation de chaleur sous une plaque continentale cause une dilatation de la matière qui conduit à un bombement de la lithosphère. Il s’ensuit des forces de tension qui fracturent la lithosphère et amorcent le mouvement de divergence. Le magma viendra s’infiltrer dans les fissures, ce qui causera par endroits du volcanisme continental; les laves formeront des volcans ou s’écouleront le long des fissures.
Rift continental
La poursuite des tensions produit un étirement de la lithosphère; il y aura alors effondrement en escalier, ce qui produit une vallée appelée un rift continental. Il y aura des volcans et des épanchements de laves le long des fractures.
Premier plancher océanique
Avec la poursuite de l’étirement, le rift s’enfonce sous le niveau de la mer et les eaux marines envahissent la vallée. Deux morceaux de lithosphère continentale se séparent et s’éloignent progressivement l’un de l’autre. Le volcanisme sous-marin forme un premier plancher océanique basaltique (croûte océanique) de part et d’autre d’une dorsale embryonnaire; c’est le stade de mer linéaire.
océan de type Atlantique
L’élargissement de la mer linéaire par l’étalement des fonds océaniques conduit à la formation d’un océan de type Atlantique, avec sa dorsale bien individualisée, ses plaines abyssales et ses plateaux continentaux correspondant à la marge de la croûte continentale.
Shéma Relief des fonds océaniques - Marge active
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Shéma Dépôt océanique
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Courant de turbidité
Un mécanisme de transport et de sédimentation très important qui agit aux marges continentales, dans les canyons sous-marins, sur les deltas des grandes profondeurs ou sur le talus continental, est le courant de turbidité qui, d’un point de vue géologique, présente une fréquence élevée.
La succession de courant de turbidité dans le temps géologique crée des strates de turbidites.
La sédimentation à la marge continentale
principalement terrigène, c’est-à-dire que les matériaux proviennent de l’érosion des continents. Mais l’océan contribue aussi à produire ses propres sédiments. Le plancton est un des éléments essentiels des océans.
Plancton
Le plancton constitue l’ensemble des microorganismes qui vivent à la surface des océans, dans une couche qui fait jusqu’à plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur et qui dépasse même les 100 mètres par endroits; c’est une véritable soupe organique. Une grande proportion de ces microorganismes possède un squelette minéralisé, soit en carbonate de calcium (CaCO3, le minéral calcite ou aragonite), comme par exemple les foraminifères ou certaines microalgues du nannoplancton, soit en silice (SiO2), comme les diatomées et les radiolaires. Après la mort d’un individu, son squelette devient une particule sédimentaire. Il s’ensuit que la surface des océans produit une pluie continuelle de très fines particules. Cette pluie, composée de matières organiques non encore oxydées (M.O.), de CaCO3 (calcite et aragonite) et de silice (SiO2) produit une couche sédimentaire sur le plancher océanique. Il existe une limite naturelle en milieu océanique qu’on appelle la CCD (carbonate compensation depth = niveau de compensation des carbonates) et qui a une influence importante sur la composition des sédiments des fonds océaniques. Le plancher océanique se trouve par endroits sous ce niveau, mais en d’autres endroits au-dessus de ce niveau.
Schéma dépôts métallifères de sulfures massifs
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Sources hydrothermales
Des sources hydrothermales jaillissent de grandes cheminées, les fumeurs noirs, sur les fonds océaniques. Elles proviennent du mélange de deux types de fluides: 1) les fluides hydrothermaux magmatiques, issus des vapeurs d’eau qui s’échappent du magma qui cristallise; ces fluides hydrothermaux qui peuvent être chargés en métaux dissouts s’infiltrent dans les fractures de la croûte océanique et remontent vers la surface; 2) l’eau de mer qui s’infiltre aussi dans les fractures de la croûte; ces eaux marines ont des températures de l’ordre de 2°C, un pH marin légèrement alcalin de 7,8 et sont oxydantes; elles contiennent passablement d’ions sulfates (SO42-), mais sont très pauvres en métaux. Le mélange se fait en grande profondeur (quelques milliers de mètres). C’est un mélange hydrothermal à 350°C, bien différent de l’eau marine, qui est craché par les sources des fonds océaniques. Il est éjecté avec des vitesses de 2 à 4 cm/sec; il est réducteur et son pH est acide (3,5); il contient de l’hydrogène sulfuré (H2S) et, surtout, il est très chargé en métaux tels que le fer, le manganèse, le zinc et le cuivre. C’est ce qui conduit à une accumulation de sulfures massifs métallifères.
Schéma dépôt métallifère 2 + pompe marine
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Ce système agit comme une pompe très efficace qui aspire l’eau de mer à travers la croûte océanique et la réinjecte dans le bassin océanique au niveau des sources. On évalue qu’il faut de 6 à 10 millions d’années (Ma) pour que tout le volume d’eau des océans passe à travers cette pompe; en d’autres termes, l’eau des océans est recyclée à chaque 6 à 10 Ma.
3 zones benthiques ayant un rôle majeur
les plateaux continentaux calcaires, l’écosystème récifal corallien et les oasis des fonds océaniques.
Les plateaux continentaux calcaires,
L’érosion des continents n’est pas le seul apport sédimentaire dans les océans. La vie benthiques des plateaux le sont grâce à la combinaison de trois éléments essentiels à sa prolifération: une intensité d’illumination élevée parce qu’en milieu peu profond, une température chaude et une bonne oxygénation de l’eau grâce à une production importante par les photosynthétiseurs. Un grand nombre d’organismes sécrètent un squelette calcaire (calcite ou aragonite) qui après la mort de l’organisme contribue à la charge sédimentaire sous forme de particules (charge allochimique). taux de production des sédiments calcaires sont très élevés: on cite des chiffres de 1 m/millier d’années (Ka), ce qui est énorme à l’échelle géologique, contre 30cm par milliers pour les turbidites.
Sédimentation du delta du Mississippi
de l’ordre de 4 m/Ka, soit 4 fois plus que pour les calcaires. Mais il faut voir que l’accumulation sur un delta est localisée en un point et ne s’étend pas sur tout un plateau continental.
l’écosystème récifal corallien
Si le gros de la biomasse océanique se situe au niveau du plancton, le maximum de la biodiversité se trouve au niveau des récifs coralliens. En effet, on peut dire que le récif corallien est aujourd’hui le dépositaire et le ceuset de la plus grande biodiversité marine, au même titre que la forêt équatoriale l’est pour la biodiversité terrestre.
Les récifs coralliens se retrouvent sur les plateaux continentaux calcaires ou les plates-formes insulaires en zone tropicale. Ils forment des barrières à la marge des plateaux continentaux, et on les appelle alors des barrières récifales, ou encore une frange autour des îles volcaniques, et on les appelle des récifs insulaires ou des atolls.
Les oasis des fonds océaniques
Pendant longtemps, en fait jusqu’à la découverte en 1977 des oasis des fonds océaniques associés aux sources hydrothermales, on avait la certitude tranquille que toute la chaîne de la vie sur terre dépendait entièrement de la photosynthèse. La découverte d’un peuplement animal très dense associée aux sources hydrothermales, par 2500 mètres de fond, en absence de toute lumière, avait de quoi bouleverser cette certitude.Parmi les espèces dominantes, il y a de grands vers tubicoles qu’on appelle Riftia, qui vivent dans un tube blanc nacré se terminant par un panache rouge et qui forment des buissons denses, hauts de 2 mètres; à lui seul, un individu de tour de taille de 4 à 5 centimètres peut atteindre 1,5 mètre de long. On y trouve aussi deux espèces de bivalves géants, sortes de moules ou de palourdes, des ophiures, des crabes, des petits gastéropodes, des vers serpulidés, des anémones de mer et des petits crustacées qui ressemblent à des homards.
Plutôt que d’utiliser la lumière comme source d’énergie première pour synthétiser des carbohydrates comme le font les végétaux (processus de la photosynthèse), il y a ici des bactéries qui tirent l’énergie d’un élément chimique très abondant dans le milieu des sources hydrothermales, le soufre. C’est le processus de la chimiosynthèse. Ces bactéries se retrouvent en symbiose dans les tissus des grands vers tubicoles. Dans une certaine mesure, les vers constituent donc le premier maillon de la chaîne alimentaire. On a découvert aussi par la suite que les grands bivalves possédaient eux aussi cette bactérie chimiotrope. Plus tard, on a découvert sur la dorsale de l’Atlantique, des sortes de petites crevettes aveugles qui couvrent de peuplements très denses les parois des cheminées et qui ont elles aussi ces bactéries chimiotropes comme symbiotes
circulation thermohaline.
Il s’agit d’une boucle qui prend son origine dans l’Atlantique-Nord où les eaux froides (refroidies par les vents froids du Canada), salées, denses et bien oxygénées plongent vers les profondeurs, s’écoulent vers le sud sur les fonds océaniques tout au long de l’Atlantique, traversent l’Océan Indien, puis remontent vers le nord le long du Pacifique, pour refaire surface dans le Pacifique-Nord, froides et mal oxygénées. Ces eaux se réchauffent et s’oxygènent tout au long de leur parcours en surface, du Pacifique à l’Atlantique, et, refroidies à nouveau dans l’Atlantique-Nord, plongent pour recommencer le cycle. Il faut environ 1000 ans pour un aller-retour.
Phénomène El nino
El Nino résulte d’un dérèglement atmosphérique qu’on arrive mal à expliquer et qui revient périodiquement.
Salinité des océans
L’eau marine contient en effet une quantité relativement importante de « sels » dissouts (et non uniquement du sel, NaCl). Les constituants primaires des sels marins sont, par ordre d’importance, les ions chlore Cl- (18,98 g/kg), sodium Na+ (10,56 g/kg), sulfate SO42- (2,65 g/kg), magésium Mg2+ (1,27 g/kg), calcium Ca2+ (0,40 g/kg) et potassium K+ (0,38 g/kg). L’eau de mer normale a une salinité de l’ordre de 35 ppm
Les principaux processus qui conduisent à la formation de minéraux
- Cristallisation d’un liquide qui, par refroidissement, passe de l’état liquide à solide
- Précipitation chimique à partir d’une solution sursaturée par rapport à un minéral
- Cristallisation de vapeurs.
- Transformation (recristallisation) de minéraux existants en formes cristallines différentes de l’original.
Minéralisation dans la poche magmatique
A mesure que les minéraux cristallisent dans la chambre magmatique dans la poche où s’est introduit le magma, les cristaux sédimentent, s’accumulent à la base de la chambre. Il se fait donc une ségrégation, et les roches issues de la cristallisation du magma (roches ignées) auront des assemblages de minéraux différents selon qu’on est à la base, au milieu ou au sommet de la chambre magmatique. Ainsi, le premiers assemblage à se former est un assemblage d’olivine et de pyroxènes : c’est l’assemblage ultramafique. Ensuite, il y a un assemblage de pyroxènes et d’amphiboles : c’est l’ assemblage mafique. Un assemblage d’amphiboles, biotite et quartz est qualifié d’assemblage intermédiaire, tandis qu’un assemblage des minéraux les plus “froids”, est qualifié de felsique. On parle donc de roches ignées ultramafiques, mafiques, intermédiaires ou felsiques
minéraux de la séquence évaporitique
Plusieurs cristaux, et parmi les plus beaux spécimens, se forment aussi à partir de solutions sursaturées en certains éléments chimiques, c’est-à-dire une solution qui contient plus de sels qu’elle ne peut en dissoudre. Les cristaux précipitent à partir de la solution selon divers processus. L’évaporation est un de ces processus. Un bon exemple est la suite de minéraux qui précipitent quand s’évapore de l’eau de mer. Les schémas qui suivent illustrent de façon très simplifiée comment se forme cette suite.
L’eau de mer contient une panoplie importante d’ions en solution, dont des ions positifs tels le calcium, le sodium et le potassium, des ions négatifs tels le chlore, et des radicaux négatifs comme CO3 et SO4. L’évaporation ne se débarasse que de l’eau, ce qui fait qu’au fur et à mesure de l’évaporation, la solution devient de plus en plus saline, c’est-à-dire que les sels se concentrent de plus en plus.
Phase de la séquence évaporitique
- L’eau de mer normale a une salinité de l’ordre de 35 ppm. A cette salinité, elle est légèrement sursaturée par rapport au carbonate de calcium, CaCO3 (calcite et aragonite). Ce dernier précipite naturellement et dépose une couche de cristaux de CaCO3 au fond du bocal.
- Avec la poursuite de l’évaporation, et par conséquent l’augmentation de la salinité, la solution devient sursaturée par rapport à un autre sel, le CaSO4 hydraté (gypse); la solution (le milieu) est dite pénésaline. Le gypse précipite. Puis, avec encore une augmentation de la salinité, vient la phase de précipitation du chlorure de sodium, NaCl (halite, le sel commun); la solution (le milieu) est dite saline.
- La dernière phase avant l’évaporation totale est le chlorure de potassium, KCl (sylvite, communément appelée potasse); la solution (le milieu) est hypersaline.
Bilan de la salinité des océans
- transformation en roches sédimentaires.
- captage de plusieurs ions par les organismes du plancton ou du benthos qui les utilisent pour former leur squelette ou leur coquille minéralisés (CaCO3, SiO2); après la mort de l’organisme, les restes minéralisés se déposent sur les fonds marins et sont incorporés dans les sédiments et les roches sédimentaires.
- Les embruns marins
- Évaporation de sel par bulle d’air
En somme, la salinité actuelle des océans ne représente pas le résultat d’une accumulation progressive de sels, mais l’équilibre entre ce qui entre et ce qui sort de l’océan.
Hydrocarbure - phase 1
Issus des charges sédimentaires terrigènes et allochimiques. L’eau au-dessus du sédiment peut contenir une certaine quantité d’oxygène libre (O2); c’est selon la circulation au fond du bassin. Par contre, dans le sédiment, le peu d’oxygène libre qu’il peut y avoir est rapidement consommé par l’oxydation d’une partie de la matière organique, ce qui fait que les conditions dans le sédiment deviennent rapidement des conditions anoxiques, c’est-à-dire sans O2; on dit qu’il s’agit d’un milieu anaérobie. La matière organique, composée de carbone, hydrogène, oxygène et azote (CHON) est, dans ce milieu, protégée de l’oxydation, mais non de l’action des bactéries anaérobies. Ces bactéries sont celles qui n’ont pas besoin d’oxygène libre, mais qui viennent chercher, dans les molécules organiques, l’oxygène et l’azote dont elles ont besoin pour leur métabolisme; en simplifiant, elles soustraient donc des CHON, les O et les N, laissant les carbones (C) et les hydrogènes (H): c’est la dégradation biochimique de la matière organique. Les carbones et les hydrogènes s’unissent alors pour former de nouvelles molécules composées principalement de ces deux éléments et qu’on appelle des hydrocarbures (HC). Une des premières molécules à se former est le CH4, le méthane (gaz naturel). il y a des conditions spécifiques d’enfouissement pour former huile ou gaz. En language pétrolier, on appelle “fenêtre à l’huile” cette fourchette de profondeurs ou se forme l’huile, et “fenêtre à gaz” là où se forme le gaz. Ce qui explique aussi que dans un champ de pétrole il y a pratiquement toujours de l’huile et du gaz.
Hydrocarbure - phase 2
A ce stade-ci, on est encore bien loin d’un champ de pétrole. Il faut satisfaire encore à plusieurs conditions; seules les deux premières conditions ont été remplies: accumuler de la matière organique dans les sédiments protégés de l’oxygénation, et avoir atteint les conditions d’enfouissemen spécifiques à sa transformation en pétrole. Tout ce que l’on a, c’est une certaine quantité d’hydrocarbures liquides et gazeux, sous forme de gouttelettes disséminées dans la roche.
En volume, ces gouttelettes représentent peu. Rappelons qu’au départ on avait quelque chose comme 10 ou 15% de matière organique et qu’une partie seulement de cette matière a été transformée en pétrole. La roche dans laquelle se forment les gouttelettes d’hydrocarbures est appelée roche-mère. Il faut en arriver à ce que les gouttelettes se concentrent, en se déplaçant par exemple. C’est le processus de la migration. Il faut que les conditions géologiques soient telles que les gouttelettes en viennent à être expulsées de la roche-mère, puis transportées dans une roche perméable pour venir se concentrer dans ce qu’on appelle une roche-réservoir où le pétrole se trouve dans les pores de la roche; une sorte de roche éponge.
Le charbon + schéma
La formation des charbons diffère de celle des hydrocarbures, huile et gaz. Ils sont issus des végétaux terrestres qui s’accumulent dans les zones anoxiques, comme les grands marécages. Ces végétaux sont des produits de la photosynthèse, soit des carbohydrates (carbone, hydrogène et oxygène). Progressivement, avec l’empilement et l’enfouissement sous les sédiments, les volatiles (oxygène, hydrogène et azote) sont libérés et le carbone se concentre. A la phase où le dépôt contient 50% de carbone, on a la tourbe. Avec la poursuite de l’enfouissement, le dépôt se tasse, les volatiles s’échappent et le carbone se concentre de plus en plus. A 72% de carbone, on a la lignite, à 85% le bitume, puis à 93% l’anthracite, le charbon proprement dit.
3 types de gîtes métallifères et les mines
- Les gîtes reliés aux processus superficiels
2. Les gîtes reliés aux processus de l’activité ignée
Biomasse
masse totale de la matière organique des organismes vivants dans un réservoir donné.
Effet de serre
mécanisme naturel par lequel la surface d’une planète est réchauffée grâce à l’absorption des radiations infrarouges par les gaz de son atmosphère.
Etat stationnaire
condition sous laquelle l’état d’une composante d’un système est inchangé dans l’espace et le temps. Par exemple, il entre la même quantité de cette substance dans un réservoir qu’il en sort.
Flux
transfert d’une substance d’un réservoir à un autre.
Gaz à effet de Serre
gaz qui, dans l’atmosphère d’une planète, absorbent les radiations solaires infrarouges et les redirigent vers la surface, contribuant ainsi à augmenter la température de surface de cette planète. Dans l’atmosphère terrestre, les principaux gaz à effet de serre sont le dioxyde de carbone (CO2), le méthane (CH4), l’oxyde nitreux (N2O), la vapeur d’eau (H2O) et les chlorofluorocarbures (CFC), ces derniers d’origine exclusivement anthropique, les autres ayant une origine mixte, naturelle et anthropique, sauf H2O qui est d’origine essentiellement naturelle.
Puits
un terme à la mode pour désigner le captage d’un élément et son stockage dans un réservoir.
Réservoir
partie d’un système qui peut accumuler, stocker ou être la source d’une certaine quantité d’une des composantes du système.
Temps de résidence
le temps moyen qu’une substance demeure dans un réservoir donné dans un état stationnaire par rapport aux processus qui ajoutent ou soustraient de cette substance au réservoir. S’exprime par la masse totale d’une substance dans le réservoir divisée par l’ajoût ou la soustraction de cette même substance au réservoir.
Éléments les plus abondant dans le cosmos dans l’ordre décroissant
L’hydrogène (H), l’hélium (He), l’oxygène (O) et le carbone (C)
Éléments les plus abondant sur Terre
Oxygène, Silicium
Différence entre Corg et Cinorg
Il est souvent utile de faire la distinction. Le Corg est celui qui est produit par des organismes vivants et qui est lié à d’autres carbones ou à des éléments comme l’hydrogène (H), l’azote (N) ou le phosphore (P) dans les molécules organiques ou les hydrocarbures. Le Cinorg est celui qui est associé à des composés inorganiques, c’est-à-dire des composés qui ne sont pas et n’ont pas été du vivant et qui ne contiennent pas de lien C-C ou C-H, comme par exemple le carbone du CO2 atmosphérique ou celui des calcaires CaCO3.
Photosynthèse
utilise l’énergie solaire pour synthétiser la matière organique en fixant le carbone dans des hydrates de carbone (CH2O) et en rejetant du dioxygène.
CO2 + H20 + rayonnement solaire -> CH2O + O2
Organisme aérobie
Ceux qui utilisent l’oxygène libre O2 pour leur métabolisme
Organisme anaérobie
ceux qui utilisent l’oxygène des molécules de la matière organique même en absence d’oxygène libre, ce sont les anaérobies. Dans les milieux anoxiques (sans oxygène libre), les anaérobies décomposent la matière organique par le processus de la fermentation.
Fermentation
La fermentation produit du dioxyde de carbone et du méthane.
CH2O -> CO2 + CH4
Respiration
La respiration est l’inverse de la photosynthèse: à partir de l’oxygène libre O2, elle transforme toute matière organique en CO2:
CH2O + O2 -> CO2 + H20
Dissolution du CO2 dans l’eau
De l’acide carbonique se forme :
CO2 + H20 -> H2CO3
Dissociation de l’acide carbonique dans l’eau
Cet acide carbonique se dissocie en libérant ses atomes d’hydrogène. Quand son premier atome est libéré, il se forme un ion bicarbonate:
H2CO3 -> H+ + HCO3-
Quand le second atome d’hydrogène de l’acide carbonique est libéré, le bicarbonate HCO3- se transforme en carbonate CO32- selon:
HCO3- -> H+ + CO32-
Contrôle du pH sur la dissociation de l’acide carbonique dans l’eau
Le pH de l’eau contrôle cette réaction. Si la concentration en H+ diminue, ce qui correspond à une augmentation de pH, le rééquilibrage de l’équation entraîne une réaction vers la droite et une plus grande quantité d’acide carbonique se dissocie. À l’inverse, une augmentation de la concentration en H+ (soit une diminution du pH) entraîne une réaction vers la gauche et forme H2CO3 au détriment de HCO3-.
Equilibre carbonate - bicarbonate
Pour une concentration en H+ donnée, c’est-à-dire à un pH de l’eau donné, les quantités relatives d’ions carbonates et bicarbonates s’ajustent jusqu’à l’atteinte de l’équilibre. Un pH supérieur à 7 (on se rapellera que 7 est le pH neutre), favorise la production des ions carbonates, alors qu’un pH inférieur à 7 favorise les ions bicarbonates. De manière générale, les eaux marines sont alcalines (pH > 7) et les eaux douces continentales sont acides (pH < 7).
Perturbation de l’équilibre équilibre carbonate - bicarbonate
La perturbation de cet équilibre, par exemple par la diffusion de CO2 anthropique de l’atmosphère vers l’océan, changera le pH de l’eau marine. Un changement de pH affectera les concentrations relatives de l’acide carbonique H2CO3, des ions bicarbonates HCO3- et des ions carbonates CO32- de la façon suivante: la dissolution du CO2 forme de l’acide carbonique , et la dissociation de l’acide carbonique produit des ions bicarbonates et hydrogènes , la production de ces derniers entraînant un abaissement de pH. Les ions hydrogènes réagissent alors avec les ions carbonates pour former d’autres ions bicarbonates. La réaction chimique exprimant le captage d’un excès de CO2 par l’océan est la somme de ces trois réactions, soit:
CO2 + CO32- + H20 -> 2HCO3-
Ainsi, à cause du fait qu’il y a conversion du carbone du CO2 en d’autres formes de carbone, la capacité de l’océan à capter un excès de CO2 atmosphérique (par exemple, anthropique) est augmentée par rapport à ce qu’elle serait s’il n’y avait qu’un simple équilibre des pressions entre atmosphère et océan. Mais, il y a une limite à cette capacité. Ce sont les ions carbonates CO32- qui tamponnent le pH de l’eau marine et c’est leur quantité qui fixera la limite. À cet égard, deux choses sont à considérer par rapport à la production de CO2 atmosphérique issue de la combustion des pétroles et des charbons) la capacité de tamponnage de l’océan superficiel (de 0 à 100 mètres de profondeur) est très faible) on évalue que l’océan intermédiaire et profond (de 100 à 4000 mètres) contient une quantité d’ions carbonates pour tamponner au plus 30% du réservoir actuel des combustibles fossiles. La conclusion n’est pas des plus difficiles à tirer!
Chimie des eaux de pluies acides sur la capacité de captage des océans
Une chimie semblable à celle des eaux océaniques s’applique à la dissolution du CO2 dans les eaux de pluies (réactions 2 et 3), les rendant naturellement acides (pH normalement entre 5 et 6, quand il n’est pas encore plus faible à cause de la pollution). Ces eaux acides viennent altérer chimiquement les massifs rocheux continentaux. Les produits de cette altération, une fois transférés dans le bassin océanique par les cours d’eau, ont une influence sur la capacité de captage du CO2 des océans.
Captage du CO2 par les océans : le rôle de l’altération chimique des carbonates et des silicates
Un des produits d’altération important ici est l’ion calcium Ca2+. Ce calcium est abondant chez les carbonates dont les deux principaux minéraux sont la calcite CaCO3 (carbonate de calcium) et la dolomite CaMg(CO3)2 (carbonate de calcium et magnésium). Chez les silicates, on trouve du calcium dans des minéraux comme les feldspaths plagioclases (Na,Ca)AlSi3O8 ou les amphiboles comme la hornblende NaCa2(Mg,Fe,Al) 5(Si,Al)8O22 (OH)2. Pour simplifier les écritures chimiques, nous allons utiliser la wollastonite CaSiO3 pour représenter les silicates de calcium.
Lorsque soumis aux pluies (acides), ces deux groupes de minéraux se dissolvent, les carbonates étant de loin les plus rapidement attaqués. Dans les deux cas, des ions calcium et bicarbonates sont produits:
CaCO3 + H2CO3 -> Ca2+ + 2HCO3-
CaSiO3 + 2H2CO3 -> Ca2+ + 2HCO3- +SiO + H20
Couplage du CO2-O2
- Les végétaux phytoplanctons produisent par photosynthèse une très grande quantité d’O2 grâce au CO2 dans l’eau et au rayonnement solaire en surface.
- Cet masse d’O2 produit est consommé par le zooplancton et par la faune marine ou permet d’oxyder la matière.
- L’O2 restant est rejeté de l’océan vers l’atmosphère, où il est utilisé par la respiration terrestre, par l’oxydation du Fer notamment où par l’enfouissement du carbone organique.
3 processus de base qui sont impliqués dans le recyclage de l’azote
la fixation de l’azote diatomique N2,
la nitrification et la dénitrification.
La fixation de l’azote
correspond à la conversion de l’azote atmosphérique en azote utilisable par les plantes et les animaux. Elle se fait par certaines bactéries qui vivent dans les sols ou dans l’eau et qui réussissent à assimiler l’azote diatomique N2. Il s’agit en particulier des cyanobactéries et de certaines bactéries vivant en symbiose avec des plantes (entre autres, des légumineuses). La réaction chimique type est:
2N2 +3CH2O + 3H2O -> 4NH4+3CO2
Gaz + MO + Eau -> Ammonium + Dioxyde de Carbone
La transformation de l’azote organique dans le sol
Dans les sols oů le pH est élevé, l’ammonium se transforme en ammoniac gazeux:
NH4+ + OH- -> NH3 + H2O
La réaction nécessite un apport d’énergie de la photosynthèse (cyanobactéries et symbiotes de légumineuses). Cette fixation tend à produire des composés ammoniaqués tels l’ammonium NH4+ et son acide conjugé l’ammoniac NH3. Il s’agit ici d’une réaction de réduction qui se fait par l’intermédiaire de substances organiques notées {CH2O}
Nitrification
transforme les produits de la fixation (NH4+, NH3) en NOx (soient NO2- et NO3-), des nitrites et nitrates. C’est une réaction d’oxydation qui se fait par catalyse enzymique reliée à des bactéries dans les sols et dans l’eau. La réaction en chaîne est de type:
1. NH4+ -> NO2- -> NO3-
- 2NH4+ 3O2 -> 2NO2- + 2H2O + 4H+
- 2NO2- + O2 -> 2NO3-
Dénitrification
retourne l’azote à l’atmosphère sous sa forme moléculaire N2, avec comme produit secondaire du CO2 et de l’oxyde d’azote N2O, un gaz à effet de serre qui contribue à détruire la couche d’ozone dans la stratosphère. Il s’agit d’une réaction de réduction de NO3- par l’intermédiaire de bactéries transformant la matière organique. La réaction est de type :
4NO3- + 5CH2O + 4H+ -> 2N2 +5CO2+7H2O
L’activité humaine contribue à l’augmentation de la dénitrification, entre autres, par l’utilisation des engrais qui ajoutent aux sols des composés ammoniaqués (NH4+, NH3) et des nitrates (NO3-). L’utilisation des combustibles fossiles dans les moteurs ou les centrales thermiques transforme l’azote en oxyde d’azote NO2-. Avec N2 et CO2, la dénitrification émet dans l’atmosphère une faible quantité d’oxyde d’azote N2O. La concentration de ce gaz est faible, 300 ppb (parties par milliard). Cependant, il faut savoir qu’une molécule de N2O est 200 fois plus efficace qu’une molécule de CO2 pour créer un effet de serre. On évalue aujourd’hui que la concentration en N2O atmosphérique augmente annuellement de 0.3% et que cette augmentation est pratiquement reliée entièrement aux émissions dues à la dénitrification des sols. Les études des carottes glaciaires de l’Antarctique ont montré que la concentration en N2O atmosphérique était de 270 ppb à la fin du dernier âge glaciaire (il y a 10 000 ans) et que cette concentration s’est maintenue à ce niveau jusqu’à l’ère industrielle oů elle a fait un bond pour atteindre son niveau actuel de 300 ppb; une augmentation de 11%.
Les différentes formes du souffre dans la nature
a) dans l’atmosphère, à l’état gazeux:
- le soufre réduit comme dans le diméthylsulfure (acronyme: DMS) dont la formule chimique est -CH3SCH3 et le carbonyl de sulfure COS,
- le dioxyde de soufre SO2,
- les sulfates en aérosols SO4.
b) dans les systèmes aquatiques:
- les composés majeurs sont les sulfates dissouts SO4-
c) dans les sédiments et les roches sédimentaires:
- les sulfures métalliques, surtout la pyrite FeS2,
- les évaporites: gypse CaSO4. nH2O et anhydrite CaSO4,
- les matières organiques.
DMS (diméthylsulfure )
est un produit naturel issu de la décomposition des cellules du phytoplancton dans la couche supérieure de l’océan. Il s’échappe dans l’atmosphère pour former moins de 1% de la totalité des gaz atmosphériques. Néanmoins, il a une influence sur les climats. En quelques jours, il est oxydé en dioxyde (SO2), puis en sulfate (SO4) qui condense en minuscules particules aérosols. Celles-ci agissent comme noyaux pour la formation de gouttes de pluie et de nuages. Ces nuages vont réfléchir une partie du rayonnement solaire et ainsi tempérer le réchauffement de la Planète. Mais ils vont aussi éventuellement contribuer à des précipitations acides à cause de la réaction des aérosols avec la vapeur d’eau et les radiations solaires.
COS (Carbonyle de Sulfure)
est produit à partir des sulfures organiques dissouts dans l’eau de mer et acquis en partie de l’érosion continentale. Il s’échappe par la surface des océans vers l’atmosphère. Il est inerte dans la troposphère, mais s’oxyde en sulfates dans la stratosphère pour former une couche tout autour de la Planète. Tout comme les nuages de la troposphère, cette couche de sulfates en aérosols va réfléchir une partie du rayonnement solaire, avec le même effet de modération sur la chauffe de la Planète.
Les acides de la Terre primitive
Le dégazage de cette Terre primitive a probablement formé une première atmosphère composée d’hydrogène (H), argon (Ar), azote (N), néon (Ne) et hélium (He). Cependant, la faible teneur de la Terre en ces éléments suggère que cet atmosphère a été rapidement perdue, possiblement balayée par les vents solaires. Le dégazage subséquent du manteau à travers les volcans, qui devaient être beaucoup plus nombreux à l’époque, a produit une seconde atmosphère ou prédominaient l’azote (N), le dioxyde de carbone (CO2) et la vapeur d’eau (H2O), avec du dioxyde de soufre (SO2) et peut-être du chlorure d’hydrogène (HCl), de l’ammoniac (NH3) et du méthane (CH4), une atmosphère plus dense que celle d’aujourd’hui. On peut aisément penser que c’était là une planète nettement hostile à la Vie.
Cette Terre primitive s’est progressivement refroidie. L’eau qui ne se trouvait que sous forme de vapeur dans l’atmosphère à cause des températures supérieures à 100°C a commencé à condenser et à tomber en pluie lorsque les températures sont passées sous les 100°C. Les gaz atmosphériques se sont dissouts dans ces gouttes de pluie pour former des acides carbonique (H2CO3), nitrique (HNO3), sulfurique (H2SO4) et chloridrique (HCl), produisant des pluies acides.
Les différentes glaciation de l’histoire de la Terre
autour de -2,3 Ga (glaciation huronnienne),
entre -1 Ga et -544 Ma, avec quatre maxima dont les périodes sturtienne, Varanger et sinienne,
à la fin de l’Ordovicien, à -450 Ma,
au Carbonifère, circa -300 Ma,
depuis la fin du Pliocène, il y a 2 Ma.
Alternance planète serre ; planète igloo
En période de réchauffement vers une planète-serre, l’atmosphère contient de plus en plus de vapeur d’eau, ce qui entraîne une suite de réactions en chaîne: augmentation des pluies sur les continents, augmentation de l’altération chimique des silicates, augmentation de la production et de l’apport dans les océans de Ca2+, HCO3- et SiO2, augmentation de la précipitation de CaCO3, augmentation du stockage du carbone dans les sédiments et roches sédimentaires, ce qui en bout de ligne constitue un captage du carbone et une diminution de la concentration de CO2 atmosphérique, laquelle résulte en une diminution de l’effet de serre et un refroidissement du climat conduisant à une planète-igloo.
En période de refroidissement vers une planète-igloo, moins de vapeur d’eau dans l’atmosphère cause une diminution de l’altération chimique, d’où une diminution du captage du CO2 atmosphérique par l’altération. Le carbone stocké dans le CaCO3 des sédiments et roches sédimentaires durant la période de planète-serre précédente sera englouti dans les zones de subduction et retourné à l’atmosphère sous forme de CO2 par les volcans, d’où une augmentation de l’effet de serre et des températures, et le retour à une planète-serre.
Les principaux gaz à effet de serre
sont la vapeur d’eau (H2O), le dioxyde de carbone (CO2), le méthane (CH4), l’oxyde nitreux (N2O) et les chlorofluorocarbures (CFC). Les CFC ont une origine exclusivement anthropique, alors que CO2, CH4 et N2O ont une double origine, naturelle et anthropique. De loin la plus abondante dans l’atmosphère, la vapeur d’eau n’est pas directement reliée aux activités de l’homme.
Conséquence du réchauffement climatique
- montée du niveau des mers
- impact sur les écosystèmes
- impact sur la circulation thermohaline
- impact sur les événements climatiques et aléas
