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Rektorats Reden © Prof. Schwinges

Allocution de M. F. Persoz

Terre en mouvement et transferts de matières

Mesdames, Messieurs,

Il est de tradition que le recteur entrant en charge propose une réflexion sur un thème qui ressort du domaine de sa discipline. Je ne faillirai pas à cet usage. Géologue, responsable de l'enseignement de la pétrologie, je vous propose d'en discuter certains aspects en débordant quelque peu cette discipline. Mon propos se veut être en relation avec les soucis du monde d'aujourd'hui face au devenir de l'environnement terrestre.

Je souhaiterais vous démontrer que les processus en jeu résultent d'un enchevêtrement complexe entre les phénomènes internes de la Terre et ceux qui agissent en surface.

Lorsque les historiens analyseront la seconde moitié du xxe siècle, ils souligneront parmi les nombreux événements qui ont affecté les pays développés:

la formidable croissance économique de l'après guerre et son tassement en fin de siècle;

— l'explosion démographique du tiers monde entraînant un écart croissant entre le monde des nantis et celui des pauvres.

Ils relèveront deux réactions successives, certes timides, mais qui ont partiellement modifié les mentalités:

— celle des années soixante, issues des réflexions d'un groupe de scientifiques, sur la demande du Club de Rome, qui voyaient dans l'exploitation outrancière des richesses de la planète, la mise en péril des ressources futures; mouvement qui fut baptisé d'une formule lapidaire «halte à la croissance»;

— celle des années septante-quatre-vingts, née d'un sentiment plus diffus, où l'humanité apparaît comme une source de nuisance pour son propre environnement.

Les mouvements écologiques, puisque c'est d'eux qu'il s'agit, s'enracinent dans ce basculement de la pensée, celle qui auparavant était imprégnée d'une confiance quasi béate en l'avenir à une «Weltanschauung» de l'incertain et de l'imprédictible.

Ces deux réactions de la seconde moitié du xxe siècle, qui engagent l'évolution économique, sociologique et culturelle, impliquent les processus d'évolution de la Terre. Par voie de conséquence, elles touchent aussi ce groupe de scientifiques marginaux qui parcourent le monde un marteau, une boussole à la main, rêveurs invétérés des mondes disparus mais aussi artisans discrets — en tant qu'acteurs des découvertes des ressources énergétiques — de l'épanouissement de la société industrielle.

Voici donc aujourd'hui le géologue, l'un des protagonistes du «crime» — avec beaucoup d'autres il est vrai — face au devoir de réparation. Sa contribution, il peut l'apporter grâce à sa connaissance des mécanismes qui depuis 4.5 milliards d'années sont à l'oeuvre et continueront de façonner l'avenir de la Terre. Depuis que les dinosaures ont envahi sa chambre et les salles de classes, chaque enfant sait que le visage de la Terre n'est pas immuable. Elle s'est offert de nombreux «lifting».

Le plus populaire est, bien sûr, celui qui a conduit à la disparition de ces étranges reptiles voici 65 millions d'années.

Le plus présent à la mémoire de l'humanité, demeure celui des dernières glaciations qui condamnaient voici à peine 20000 ans une grande partie des pays, aujourd'hui industrialisés, à 'immense solitude des déserts glacés.

Le visage de la Terre se modifie, le plus souvent imperceptiblement, parfois au travers de crises, de catastrophes brutales comme celle, si l'on en croit l'opinion de certains scientifiques, qui a condamné les dinosaures à disparaître.

Evolution continue ou discontinue, réalité ou effet d'une perception dilatée ou contractée du temps, voici un thème majeur, inépuisable des sciences de la Terre. Le renforcement de l'effet de serre conduisant, en quelques siècles, à un réchauffement, à une montée des niveaux marins, à des changements climatiques profonds, sera perçu à l'échelle géologique comme un épisode catastrophique alors que, dans notre conscience spontanée, nous avons beaucoup de difficulté à en apprécier les divers stades évolutifs.

Energie et matière, les cycles

L'évolution de la Terre, résulte de continuels déplacements de matière solide ou fondue, en masse de taille parfois gigantesque, sous la forme de molécules dissoutes ou de particules en suspension.

Ainsi, la Terre apparaît comme une gigantesque usine de transformation de la matière.

On peut la considérer, en faisant abstraction de la pluie de météorites qui parvient à sa surface et des molécules de gaz légers, tels que l'hydrogène, qui s'en détachent, comme un système fermé aux échanges de matière avec l'espace interplanétaire.

Vu sous un autre angle, la Terre apparaît comme un système ouvert aux échanges d'énergie. L'énergie interne et l'énergie solaire en constituent les deux sources.

Elle perd son énergie interne, accumulée lors de sa formation, et celle constamment produite par la désintégration de l'Uranium, du Thorium et du Potassium 40. L'énergie interne se matérialise par les hautes températures du coeur de la planète, lesquelles atteignent au moins 5000°C et décroissent jusqu'à 1300° près de sa surface à environ 100 km de profondeur.

Le lent transfert de la chaleur vers l'extérieur de la planète contribue à alimenter la dynamique terrestre. Certains domaines se réchauffent plus rapidement que d'autres. En se dilatant, les roches de ces domaines s'allègent. Elles s'élèvent vers la surface, telles des bulles d'air dans l'eau. A l'inverse, les roches plus froides que leur environnement se contractent, leur densité croît, elles s'enfoncent vers les profondeurs.

Toute la dynamique de la planète et, en ultime conséquence, la vie sur Terre, reposent sur ce seul principe des différences de densité induites par la distribution hétérogène de la chaleur.

Dans le manteau on suspecte, avec de bonnes raisons, que les mouvements s'organisent en cellules de convections avec des branches de matières ascendantes et des branches descendantes formant des boucles de transfert de la matière.

En surface, la répercussion de ces mouvements profonds se manifeste par des déplacements imperceptibles verticaux et horizontaux, mais aussi par des événements brutaux, les séismes et les éruptions volcaniques.

L'autre source d'énergie, l'énergie solaire, active depuis 5 milliards d'années et qui le restera probablement encore pendant une période équivalente, est environ dix mille fois plus importante que le flux de chaleur issu de l'intérieur de la Terre. Elle entretient les mouvements de l'atmosphère, des océans, l'altération des roches, la vie sous toutes ses formes.

On peut donc concevoir la terre constituée de deux machines thermiques, l'une interne, l'autre externe, qui interagissent à leurs frontières et dont les effets essentiels se réalisent par des déplacements de matières.

De même qu'il existe une circulation atmosphérique qui nous est bien familière, il existe également une circulation de matière à l'intérieur de la planète.

Ce qui différencie avant tout ces deux machines, ce sont les vitesses de déplacement. Elles sont sans commune mesure, de l'ordre du cm/h au km/h dans l'enveloppe externe et du mm au cm/an dans les domaines internes, donc de cinq à neuf ordres de grandeur plus lentes. Cette circulation interne se mesure à l'aune du million d'années.

Nous percevons instinctivement — même si nous n'en saisissons pas l'extrême complexité — les transferts de matière entre l'atmosphère, l'hydrosphère et la biosphère. Ils constituent le cycle externe de la matière.

Il nous est, par contre, beaucoup plus difficile d'appréhender le cycle interne des échanges entre la croûte continentale, océanique, le manteau terrestre et surtout les échanges aux frontières des deux cycles.

Le terme «cycle» implique une répétition donc la définition d'un état initial et final ainsi qu'une durée, la période du cycle. Il nécessite de connaître la taille des réservoirs entre lesquels s'opèrent les transferts et la quantité de matière qui transite entre les réservoirs, c'est-à-dire les flux.

Le bilan des flux doit égaler zéro pour que l'état final corresponde à l'état initial. En géochimie, comme nous allons le voir, les cycles majeurs sont souvent constitués de cycles mineurs dont les périodes sont très différentes les unes des autres.

De plus, ces différents cycles interfèrent, des fuites de l'un à l'autre sont fréquentes ce qui rend leur étude extrêmement complexe.

La notion de cycles, qui trouve ses racines au début du siècle, dans les travaux du célèbre géochimiste V. M. Goldschmidt de l'Université d'Oslo, peut-être brièvement illustrée par un cycle apparemment simple, celui de l'eau.

Cycle de l'eau

L'eau contenue dans l'un de ses principaux réservoirs, l'atmosphère, tombe sur terre et sur mer, une partie des précipitations est momentanément stockée dans les sols, les nappes phréatiques et les lacs, tandis que le reste s'écoule par des chemins variés vers d'autres réservoirs essentiels que sont les océans, d'où elle repasse par évaporation dans l'atmosphère.

D'un an à l'autre, la masse d'eau océanique ne varie que très peu et en une approximation grossière, on pourrait admettre que la période du cycle est d'une année.

En réalité l'eau météorique est aussi capturée dans les organismes vivants, par les nappes souterraines, le temps de résidence y est de quelques dizaines à centaines d'années, par les glaciers qui peuvent la stocker pendant des milliers, voir des centaines de milliers d'années avant de la restituer aux océans.

Elle peut être retenue par les sédiments, dont le destin sera, dans la plupart des cas, de s'enfouir dans la croûte terrestre et d'y subir le métamorphisme, voire la fusion.

Le métamorphisme consiste en un ensemble de transformations des minéraux, constituants des roches, en réponse à l'accroissement des températures et de la pression. L'un de ses effets majeurs est de déshydrater la roche. L'eau ainsi libérée percole au travers des discontinuités de la croûte ou parvient en surface par le mécanisme de remontée des magmas. Elle est restituée à l'hydrosphère après quelques dizaines ou centaines de millions d'années.

L'eau confinée dans la croûte terrestre constitue un réservoir dont l'importance est souvent sous-estimée. Si toute cette eau était brutalement restituée aux océans, leur niveau s'élèverait approximativement de 900 m.

Le cycle de l'eau, apparemment simple, est donc, en réalité, d'une extrême complexité. Il est lui-même constitué de cycles de brève durée — ceux qui se greffent à la surface des eaux et des terres — et de cycles longs qui touchent les profondeurs de la croûte terrestre et même du manteau.

Qu'en est-il alors des roches qui se déplacent sous forme solide, à l'état semi-plastique ou à l'état de magma et qui constituent l'essentiel du cycle interne?

Cycles et dynamique internes

La Terre, comme chacun sait, est faite d'enveloppes essentiellement concentriques avec, au coeur, un noyau ferreux dont la partie externe liquide engendre, grâce à des mouvements de convection, le champ magnétique terrestre (Fig 1). Le manteau, qui représente près de la moitié de la masse totale de la Terre se subdivise lui-même en un manteau inférieur et un manteau supérieur avec, pour limite, une discontinuité majeure caractérisée par une forte augmentation de densité située sous la surface à environ 700 km.

Figure 1 Structures schématiques de la Terre. L'asthénosphère joue le rôle d'une couche plastique déformable sur laquelle se meuvent les plaques lithosphériques rigides.

Grâce à l'analyse de la propagation des ondes sismiques, les géophysiciens ont mis en évidence, dans le manteau supérieur, une couche d'une épaisseur de 100 à 200 km qui se comporte comme un corps plastique, déformable, intercalé entre deux domaines semi-rigides. En raison de sa faiblesse aux sollicitations mécaniques elle est dénommée asthénosphère.

L'asthénosphère, lieu où la température est proche du point de fusion des roches du manteau, joue un rôle majeur. C'est le coussin mobile sur lequel se déplace la lithosphère, dernière enveloppe solide de la Terre. Elle-même se subdivise en trois éléments: la zone la plus externe du manteau, les croûtes continentales et les croûtes océaniques qui lui sont fermement attachées.

La division en asthénosphère et lithosphère traduit des propriétés rhéologiques et non des propriétés chimiques. Sur ce plan, les domaines chimiquement contrastés sont schématiquement au nombre de trois:

— le manteau, de densité élevée, riche en magnésium, relativement pauvre en silice,

— la croûte continentale, de faible densité, riche en silice et en éléments alcalins tels que sodium et potassium,

— la croûte océanique de densité et de composition intermédiaire.

Ce sont les trois principaux réservoirs entre lesquels s'opèrent les transferts de matière du cycle interne. Les masses en présence sont cependant très disproportionnées puisque les croûtes océaniques et continentales réunies ne forment que quelques pour-cents de celle du manteau supérieur.

En raison de sa faible densité, la croûte continentale interfère moins que la croûte océanique avec le manteau supérieur; on dit, avec quelque exagération, qu'elle flotte sur le manteau.

La manifestation la plus évidente du cycle interne, connue seulement depuis une vingtaine d'années, réside dans le renouvellement continuel des fonds océaniques dont la durée de vie ne va pas au-delà de 200 millions d'années.

Le modèle, élaboré dans ce qu'on dénomme la «tectonique des plaques», est relativement simple (Fig. 2).

La Terre est constituée d'une douzaine de plaques lithosphériques rigides qui se meuvent sur l'asthénosphère. Affectées de destins très variables, certaines s'écartent, c'est le cas de l'Amérique par rapport à l'Europe, d'autres convergent telles les plaques africaines et indiennes par rapport à l'Eurasie.

Dans les domaines continentaux, les zones de ruptures de plaques forment de grands fossés, à l'exemple du rift de l'Afrique Orientale, jalonné de longues et profondes dépressions occupées par les grands lacs Albert, Tanganyika et Nyasa.

A l'inverse, dans les domaines océaniques, les lignes de ruptures se marquent par de hauts reliefs qui s'expliquent par la remontée du manteau sous-jacent. Ces reliefs constituent, sur le plancher océanique, de longues chaînes de montagnes sous-marines, les dorsales médio-océaniques qui constituent un système sillonnant les océans d'une longueur totale de 60000 km.

En réalité, rifts continentaux et océans ne sont que les états d'un même système évolutif. En l'absence d'un blocage du système, les rifts continentaux évoluent vers le stade océan. La mer Rouge en est un cas récent dans l'histoire de la Terre.

A l'aplomb des zones de rupture, l'asthénosphère remonte (Fig. 2). Par cet effet, la pression interne des roches est diminuée, les minéraux les moins réfractaires atteignent leur point de fusion et livrent des liquides de composition basaltique qui s'épanchent de part et d'autre de la dorsale. Ils constituent la nouvelle croûte océanique.


Figure 2 Mécanisme de l'ouverture d'un océan et de la formation des chaînes de montagnes au front des zones de subduction. La croûte océanique est générée, à partir de matériaux mantelliques, dans les dorsales médio-océaniques. Après un temps variable, rarement au-delà de 200 millions d'années, elle plonge, avec la lithosphère à laquelle elle est attachée, dans le manteau supérieur. Les contraintes de compression et de cisaillement engendrent, sur la marge continentale, une chaîne de montagne. A l'aplomb de la partie plongeante de la lithosphère, l'eau, préalablement intégrée dans la croûte océanique, agit comme un fondant pour les roches, des magmas se forment. Plus légers, il s'élèvent dans les domaines supérieurs, se figent à l'intérieur de la croûte continentale ou surgissent en surface en provoquant des éruptions volcaniques.

De part et d'autre de la dorsale, les deux lèvres de la lithosphère océanique s'écartent à des vitesses de quelques cm/an. Celle-ci se refroidit progressivement, ce qui entraîne une augmentation de sa densité. La lithosphère s'alourdit, s'épaissit et fléchit de plus en plus sous son propre poids.

Après un temps variable, souvent de quelques dizaines de millions d'années, mais n'excédant que rarement 200 millions, elle plonge finalement dans le manteau supérieur, à la faveur d'un mécanisme appelé subduction. Grâce à l'étude de la distribution des séismes profonds, on peut suivre la trace de plongement de la lithosphère océanique à des profondeurs allant jusqu'à 700 km.

Lorsqu'à l'aplomb des dorsales la création de nouvelle matière diminue ou cesse, la subduction peut continuer d'opérer et le tapis océanique nouvellement créé est absorbé dans le manteau, l'océan se referme.

D'un mouvement de divergence on passe à un mouvement de convergence qui entraîne parfois la collision continentale dont la manifestation la plus évidente est la création de chaînes de montagne. Les Alpes, la chaîne himalayenne, pour les temps récents, en sont des exemples.

Les forces motrices de ces déplacements sont dues à la distribution hétérogène de la chaleur interne qui engendre la formation de cellules de convection de matière. La durée de vie de ces cellules de convection ne dépasse guère quelques centaines de millions d'années.

Chaque année, sur l'ensemble de la planète, on estime à 300 km3 (vingt fois le lac de Neuchâtel), le volume de lithosphère océanique qui retourne dans le manteau.

Au cours de ces processus, la croûte océanique s'est hydratée au contact de l'eau de mer, elle s'est chargée de substance provenant du cycle externe. Tout cet ensemble, avec une partie de la couche de sédiments, épaisse parfois de plusieurs centaines de mètres, retourne au manteau.

Le cycle n'est cependant pas complètement bouclé. Deux autres phénomènes se passent dans les domaines de subduction.

Le premier est d'ordre tectonique. Sous la compression, la marge continentale se froisse, une chaîne de montagne surgit.

Le second est d'ordre géochimique: au-dessus de la partie plongeante de la lithosphère, l'eau prélevée dans la mer et intégrée dans la croûte océanique agit, sous l'effet des nouvelles conditions de pression et de température, comme un fondant pour les roches; elle génère des magmas.

Plus légers, ceux-ci s'élèvent dans la croûte continentale, se figent à l'intérieur ou atteignent la surface en provoquant des éruptions volcaniques. Ces domaines, tels les Andes ou le Japon, sont donc le lieu de création de la croûte continentale, celle-ci se nourrit du manteau.

A l'inverse, des parties de croûtes continentales longtemps réputées «insubmersibles», parce que plus légères que le manteau sont, par le mécanisme de subduction, entraînées dans le manteau.

Cela a pu être vérifié, en premier lieu, dans les Alpes franco-italiennes où le professeur Jean-Pierre Chopin de l'Ecole normale supérieure de Paris a observé de la coésite, une forme de la silice de haute pression, qui n'a pu cristalliser qu'à des profondeurs proches de 100 km. De minuscules cristaux de diamants trouvés récemment dans des roches norvégiennes impliquent des profondeurs d'enfouissement plus grandes encore (120 à 150 km).

Le bilan de masse, entre croûte continentale créée et absorbée dans le manteau, n'est pas encore clairement défini. Pour une grande partie de l'histoire de la Terre, il a été positif, les continents ont grandi aux dépens du manteau. Actuellement, certains pensent qu'un régime stationnaire s'est instauré. Il y aurait donc équivalence entre les gains et les pertes des croûtes continentales.

Ce cycle interne, dont je viens de n'évoquer qu'un aspect très partiel, n'est peut-être qu'un des éléments d'un autre cycle plus long.

Nous avons vu que les continents se déplacent, se soudent. Leurs sutures sont les chaînes de montagne. Les océans se forment et se referment.

Voici 220 millions d'années, les continents, tous soudés les uns aux autres, formaient un super continent, la Pangée. Ils sont actuellement dispersés. Certains chercheurs ont avancé des arguments en faveur d'un processus répétitif de cet ordre, dont la période serait de l'ordre de 500 millions d'années.

L'histoire de la Terre n'est donc qu'une suite d'instabilités provoquées, en dernier ressort, par l'hétérogénéité de la distribution de la chaleur interne. Les transferts, dans le cycle interne, mettent en jeu de gigantesques masses de matière, comparées à celles en cause dans le cycle externe.

La cinétique selon laquelle s'opèrent les changements dans le cycle interne est évidemment beaucoup plus lente, et, comme le dit Jacques Prévert dans un délicieux poème: La terre ne se soûle pas, la terre ne tourne pas de travers, elle pousse régulièrement sa petite voiture des quatre-saisons, la pluie... la neige... la grêle... le beau temps, jamais elle n'est ivre, c'est à peine si elle se permet de temps en temps un malheureux petit volcan». Et pourtant le cumul des événements a mille fois changé le visage de la Terre.

Comme je l'ai dit tout à l'heure, les cycles interne et externe de la matière ne peuvent pas se dissocier, ils interagissent constamment. C'est le sujet que je vais aborder maintenant en l'illustrant par l'examen du cycle du carbone.

Cycle du carbone

Quatrième élément dans l'ordre d'abondance à l'échelle du cosmos, le carbone tient une place beaucoup plus modeste sur Terre. Il est 2000 fois moins abondant que l'oxygène et 1000 fois moins que le silicium. Son importance est, par contre, primordiale pour le monde vivant et pour de nombreux processus de l'atmosphère, de l'hydrosphère et de la lithosphère.

Le dioxyde de carbone ou «CO2 atmosphérique», comme il est convenu de l'appeler aujourd'hui, joue, comme chacun le sait, un rôle fondamental car, avec d'autres gaz dont la vapeur d'eau, le méthane et les chlorofluorocarbones (CFC), il absorbe le rayonnement infrarouge et produit ainsi l'effet de serre, nous assurant une température très confortable, de 15°C en moyenne pour tout le globe. Sans cet effet, elle serait de l'ordre de -20°.

Depuis la révolution industrielle du XlXe siècle, le taux de CO2 dans l'atmosphère a augmenté de 25%, dont 10% au cours de ces trente dernières années.

Parallèlement, on estime que la température moyenne du globe s'est élevée de 0,3 à 0,6° au cours du siècle écoulé et que le niveau des océans, sous l'effet de dilatation thermique et, pour une petite partie, par la fonte des glaciers, se serait élevé de 1 à 2 mm par an au cours de la même période.

Les modèles d'évolution les plus raisonnables, au taux d'émission actuel des gaz à effet de serre, prévoient un réchauffement à un taux moyen de 0,3° par décennie qui conduirait en 2025 à augmenter la température moyenne du globe de 1° et de 3° avant la fin du XXIe siècle. La hausse du niveau marin serait de 6 cm par décennie soit de près de 20 cm en 2025 et de 65 cm à la fin du XXIe siècle. Le climat en sera évidemment affecté, ainsi que la structure des écosystèmes.

Ce scénario, avec des variantes plus pessimistes ou plus optimistes, rencontre de plus en plus l'adhésion des scientifiques. Les Conférences internationales sur le climat de Rio de Janeiro et de Berlin ont traduit ces soucis.

Mon propos n'est pas de discuter ce point mais de le replacer dans une perspective à l'échelle des temps géologiques.

La première réflexion qui s'impose au géologue tient dans la constatation que la quantité de carbone lié au cycle externe, donc présent dans l'atmosphère, l'hydrosphère et la biosphère confondues ne représente qu'une infime fraction du carbone plus directement lié au cycle interne. Ce carbone est stocké dans les roches (calcaires et dolomies) et piégé dans la matière organique dispersée dans les sédiments ou concentrée dans les charbons et les pétroles (Tab. 1).

Si l'on transformait l'ensemble du carbone lié aux roches en une gigantesque couche de diamant couvrant l'ensemble des continents, l'épaisseur de celle-ci atteindrait 1777 m alors que la couche de diamant du cycle externe ne ferait qu'un seul petit mètre, dont 91 cm pour le carbone dissous dans les océans, 8 cm pour celui de la biomasse et 1 cm de carbone atmosphérique.

Cette observation est d'importance car, étant donné la disproportion entre les masses en présence, on pourrait imaginer qu'une très petite variation de la cinétique des mécanismes touchant au cycle interne pourrait entraîner par couplage d'incommensurables modifications des abondances dans le cycle externe.

Qu'en est-il réellement? Le problème serait résolu si nous connaissions l'ensemble des mécanismes de transfert et les flux entre réservoirs et si nous pouvions en apprécier l'évolution au cours des temps géologiques. Cela n'étant de loin pas encore à la portée des scientifiques, je ne m'attacherai à développer que certains aspects.


Tableau 1 Taille des principaux réservoirs et flux de carbone, exprimé en équivalent de carbone pur, liés aux cycles interne et externe de la matière. Dans les roches carbonatées (calcaires et dolomies) le carbone est attaché essentiellement à la calcite et à la dolomite. Dans la matière organique fossile dispersée dans les sédiments, il est lié au kérogène, alors que dans les eaux, il est dissous essentiellement sous forme d'hydrogèno-carbonates et sous forme de bicarbonates.

Les deux principaux groupes de roches qui affectent le cycle du carbone sont les roches carbonatées, bien évidemment, et les roches silicatées contenant du calcium, par exemple dans les minéraux de la famille des feldspaths, minéraux les plus abondants de la croûte terrestre.

Le cycle externe des roches comprend schématiquement trois stades: 1) l'altération; 2) le transport vers les océans; 3) la sédimentation.

Sur le continent, l'altération des calcaires se fait à l'aide de l'acide carbonique présent dans les sols et prélevé par la photosynthèse dans l'atmosphère. Le calcium ainsi dissous est transporté par les eaux dans les océans.

Les organismes tels que le plancton ou les coraux puisent le calcium et les ions bicarbonates de l'eau de mer pour former leur squelette qui, après leur mort, se déposent sur les fonds marins, constituant ainsi de nouveaux sédiments calcaires. Pour l'ensemble de ces réactions, une molécule de carbone est empruntée au CO2 atmosphérique, laquelle est restituée à l'océan (Fig. 3). Le bilan de ce cycle externe est donc nul. L'altération des silicates est plus complexe mais elle se traduit en termes simples. Lors de l'altération, deux molécules de carbone sont empruntées à l'atmosphère et une seule est restituée à l'océan. L'altération des silicates de calcium et de magnésium est donc un facteur d'épuisement du CO2 atmosphérique. On peut calculer, qu'en 10000 ans, tout le CO2 atmosphérique pourrait être absorbé par ce mécanisme, si tous les autres paramètres étaient maintenus constants.

Il doit donc exister un autre mécanisme producteur de CO2. Celui-ci réside dans ce qu'on appelle, communément, le mécanisme de dégazage de la lithosphère. Comme nous l'avons vu en décrivant le cycle interne, les roches, dont une partie

sont constituées de carbonates, sont enfouies dans les profondeurs. Avec l'augmentation de température et de pression, les carbonates peuvent se transformer en silicates, libérant ainsi du carbone sous forme de CO2. Ce CO2 est restitué à l'atmosphère ou à l'hydrosphère par diffusion lente au travers des croûtes ou par l'intermédiaire des éruptions volcaniques.

Si la quantité de CO2 provenant en surface par ce mécanisme était doublée, tout autre chose restant égale, la température sur terre serait telle que la vie cesserait d'y être possible en l'espace de 500000 ans.

Le carbone prélevé à l'hydrosphère et à l'atmosphère par les phénomènes d'altération, de sédimentation et d'enfouissement des roches doit donc être approximativement équilibré par celui restitué au travers des mécanismes de dégazage sinon la vie n'existerait plus.

Ce malheureux petit volcan que citait Jacques Prévert devient, dans cette perspective, un accident infiniment bienfaisant de la nature.

Nous constatons donc qu'il existe, par rapport à l'atmosphère, des producteurs et des consommateurs de CO2.

Les principaux producteurs sont:

— la respiration des êtres vivants et leur décomposition après leur mort,

— la précipitation biologique ou minérale des carbonates sur les fonds marins,

— le dégazage du manteau par le volcanisme et le métamorphisme.

Figure. 3 La partie du cycle altération — sédimentation des carbonates, essentiellement les calcaires et les dolomies, laisse globalement la quantité de CO2 du cycle externe inchangée, Il n'en est pas de même de l'altération des silicates contenant du calcium ou du magnésium qui constitue un mécanisme d'appauvrissement de la teneur en CO2 du système atmosphère — hydrosphère.

Les principaux consommateurs sont:

— la photosynthèse: elle équilibre globalement la respiration et la décomposition,

— la dissolution des calcaires et dolomies équilibrée par la sédimentation,

— l'altération des silicates et la fossilisation du carbone d'origine organique qui doit s'équilibrer par le dégazage de la lithosphère.

On peut donc considérer plusieurs cycles faisant intervenir des périodes de bouclage très différentes et mettant en cause des flux de carbone très variés.

Le cycle organique: «photosynthèse —respiration —décomposition» est un cycle instantané à l'échelle géologique. La période du cycle altération-sédimentationdégazage s'étend sur des dizaines, voire des centaines de millions d'années.

Les facteurs qui influencent les flux dans chacune des nombreuses boucles qui constituent le cycle du carbone sont nombreux et dépendent très souvent des concentrations en présence. On entre dans une logique des systèmes complexes avec des interactions et des rétroréactions qui ne peuvent être saisies qu'à l'aide de modèles mathématiques, sujet sur lequel je ne m'étendrai pas.

Si le cycle du carbone apparaît donc autorégulé à l'échelle humaine, il ne l'est certainement pas à l'échelle géologique.

Des modélisations, telles que celle de Berner de l'Université de Yale, montrent de fortes fluctuations au cours des derniers 500 millions d'années. Ces modèles prennent en compte de très nombreux paramètres géologiques, par exemple:

— déplacements des continents,

— variations des surfaces continentales,

— vitesse d'accroissement des fonds océaniques qui peut être considérée comme un paramètre indirect de l'activité tectonique et donc du dégazage en dioxyde de carbone du manteau,

— ruissellement sur les surfaces continentales en fonction des latitudes qu'elles occupaient aux différentes époques,

— taux de production végétal qu'il est possible d'apprécier par les variations du rapport entre les isotopes 12 et 13 du carbone.

Ces modèles permettent de faire des approches intéressantes.

Ainsi, Berner estime qu'au cours du paléozoïque inférieur et moyen entre 500 et 350 millions d'années, le taux de carbone atmosphérique atteignait près de dix fois sa valeur actuelle, il a chuté à son taux actuel entre 350 et 250 millions d'années pour remonter à 4-5 fois la valeur de référence actuelle entre 250 et 65 millions d'années (Fig. 4). Entre 130 et 65 millions d'années soit au Crétacé, on note une forte augmentation. Les causes de ces variations, si elles sont réelles, ne sont pas aisées à déceler.

En ce qui concerne la forte teneur en dioxyde au Crétacé, on admet qu'elle est liée à une activité tectonique plus importante, un fort dégazage de dioxyde de carbone par les éruptions volcaniques le long des dorsales océaniques et à l'aplomb des zones de subduction (au Crétacé, la vitesse d'expansion océanique est de 1,7 fois plus rapide que de nos jours). Au cours et après cet épisode d'expansion plus rapide, le taux de dépôts de carbonates aurait augmenté, piégeant plus de CO2, le niveau des mers aurait baissé livrant à l'altération (laquelle, je le rappelle, consomme du CO2) une proportion plus grande de roches silicatées et provoquant une diminution du CO2 atmosphérique.

Au Paléozoïque, la forte abondance peut s'expliquer par des phénomènes d'altération plus restreints en l'absence de plantes vasculaires telles que les gymnospermes ou angiospermes qui activent, par le milieu riche en CO2 qu'elles entretiennent dans les sols, la cinétique des réactions d'altération.


Figure 4 Evolution de la teneur en CO2 atmosphérique au cours des temps géologiques, selon le modèle de Berner (1991). Lors des périodes antérieures à 300 millions d'années, la teneur en CO2 était de six à seize fois plus importante que de nos jours. L'effet de serre induit était cependant atténué en raison de l'activité solaire plus faible qu'actuellement. Lors de l'ère secondaire, entre 250 et 65 millions d'années, la teneur en CO2, deux à quatre fois plus élevée, correspond à des climats plus chauds que de nos jours.

Parallèlement à l'étude de ces modèles, d'autres chercheurs, tel Van den Driessche de l'Université de Paris 7, héritier d'un courant de pensée qui s'enracine au XIXe siècle, fait état d'une relation de cause à effet entre l'avènement des périodes glaciaires et la surrection des chaînes de montagnes, lesquelles augmenteraient le taux d'altération global des silicates et par conséquent réduiraient le CO2 atmosphérique.

Ainsi à la chaîne hercynienne qui couvrait, vers la fin du paléozoïque, il y a 300 millions d'années, de vastes régions de l'Europe actuelle — celle-ci se trouvait alors proche de l'équateur — seraient liées les grandes glaciations du paléozoïque supérieur.

Les récentes glaciations du quaternaire pourraient être partiellement causées par la formation, à l'époque tertiaire, des chaînes alpines et himalayennes.

Plus récemment, les analyses des bulles d'air contenues dans les glaces du Groenland et de l'Antarctique, ont permis de montrer que la concentration en C02 dans l'air a varié entre environ 200 et 300 ppmv au cours des périodes glaciaires et interglaciaires.

Ces fluctuations vont de pair avec celles de la température mesurée à l'aide des variations isotopiques de l'oxygène et de l'hydrogène.

Mesdames, Messieurs,

En parcourant avec vous ces aspects de la dynamique de notre système terrestre, je tenais à montrer que bien qu'autorégulés, les équilibres qui font de cette planète le seul lieu, à notre connaissance, ou a pu se développer la vie, se rompent parfois, entraînant des modifications notables, bouleversant des situations acquises, mais retournant à chaque fois vers un équilibre qui a permis la poursuite de la formidable expansion de la vie.

Dans ces ruptures d'équilibre et dans les retours à l'équilibre tout tient à des aspects de cinétique.

Les périodes de certains cycles sont de plusieurs centaines de millions d'années. Elles sont donc à l'échelle du développement de la vie sur la planète et échappent totalement à la maîtrise de l'homme.

L'humanité, même si on la fait remonter aux australopithèques, voici 4 millions d'années, n'est qu'un instant de cette évolution. La durée de vie des espèces vivantes étant en moyenne d'un million d'années, que pourrait faire l'homo sapiens face à ces formidables bouleversements qui jalonnent toute l'histoire de la Terre?

Il existe cependant d'autres cycles, de période plus courte, proche de l'échelle du phénomène humain et dont les ruptures d'équilibre peuvent aussi modifier le visage de la Terre.

Le cycle du carbone en est un exemple. On connaît relativement bien les durées de vie des gaz traces dans l'atmosphère. On peut donc en déduire que les surplus d'émissions de CO2 que l'humanité produit — il s'agit tout de même de l'ordre de 5 milliards de tonnes d'équivalent en carbone pur par an — mettront quelques centaines d'années à se résorber, même si on réduisait fortement le taux d'émission actuel.

La notion de cycles, n'est donc pas qu'une abstraction scientifique. Elle est d'une importance primordiale lorsqu'on cherche des solutions aux problèmes actuels de notre environnement.

Il est à peu près certain que l'augmentation du CO2 atmosphérique se résorbera. Les scientifiques ne peuvent pas encore en fixer la date ni le mode avec rigueur. De nombreux travaux restent à réaliser dans ces domaines dont on commence à voir l'importance qu'ils ont pour l'avenir de l'humanité.

Ces travaux sont considérés comme des efforts de recherche fondamentale, nous nous trouvons dans l'urgence de les voir comme des recherches orientées et bientôt applicables aux maux dont pourraient souffrir les sociétés du prochain millénaire.

Le problème est sérieux, encore faudrait-il que les responsables de la conduite des affaires humaines en soient réellement conscients.

Références

L'Ecorce terrestre (1995): Dossier: Pour la Science; Edition française de Scientific American, Pour la Science, juin 1995.

Caron, J.M., Gauthier, A., Schaaf, A. Ulysse, J. et Wozniak, J. (1989): Comprendre et enseigner la planète Terre. Ed. Ophrys, Paris.

Berger, A. (1992): Le climat de la Terre: Un passé pour quel avenir? Ed. De Boeck-Université, Bruxelles. 479 p.

Berner, RA. (1991): A model for atmospheric CO2 over phanerozoic time. American Journal of Science, Vol. 291, April, 1991, p. 339-376.

Berner, R.A. et Lasaga A.C. (1989): Modeling the geochemical carbon cycle. Scientific American. Vol 260, Number 3.

Van den Driessche (1994): L'effondrement gravitaire de la chaîne hercynienne. Thèse d'Etat, Université de Paris 7.