# Une brève histoire du climat, de l'importance des interactions mémoire présenté par Guillaume LE HIR Devant le jury composé de

Pr Adatte Thierry, Pr Ader Magali, Guillaume Le Hir

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Pr Adatte Thierry, Pr Ader Magali, Guillaume Le Hir. Une brève histoire du climat, de l'importance des interactions mémoire présenté par Guillaume LE HIR Devant le jury composé de. Planète et Univers [physics]. Université de Paris, 2020. tel-03958469

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# Une brève histoire du climat,
de l'importance des interactions

mémoire présenté par Guillaume LE HIR

Devant le jury composé de :

Pr. ADATTE Thierry, Professeur, Université de Lausanne Rapporteur

Pr. ADER Magali, Professeure, Institut de physique du globe Rapporteur

Pr. BOPP Laurent, Professeur, Ecole Normale Supérieure Paris Examinateur

Dr. CHAUSSIDON Marc, CNRS, Institut de physique du globe Examinateur

Dr. CRASQUIN Sylvie, CNRS, Museum Nationale d'Histoire Naturelle Examinateur

Dr. PAILLARD Didier, Ingénieur CEA, Laboratoire des Sciences du Climat Rapporteur
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Ce manuscrit n'est pas une synthèse de mes recherches, mais davantage la synthèse de mes réflexions J'ai choisi de développer 3 grands axes afin d'illustrer l'importance des processus au sein du système climatique- trop souvent le parent pauvre de l'étude des climats passés (et actuels) et de présenter plusieurs pistes prometteuses pour le futur.

L'ensemble des développements et des résultats présentés dans ce manuscrit sont le fruit d'une collaboration étroite depuis de longues années. Ces personnes, chercheurs, enseignants et amis, m'ont toujours permis de garder en tête que le système Terre est un système intégré où un mécanisme ne peut être considéré seul. C'est grâce à ces échanges et discussions fructueuses que nous avons pu avancé scientifiquement (et humainement).

Merci à Frédéric pour sa constante bienveillance et son incroyable acuité de recherche. Ces dix années ont été un plaisir grâce à toi

Merci à Yannick et à Yves, vous avez élevé la modélisation climatique et biogéochimique au premier plan en France – et au-delà !

Merci à Pierre (ah Pierre), de LMDz à l'IPSL jusque sous les panneaux de basket, tu restes l'esprit calme et posé, le point de repère lorsque les choses se brouillent.

Merci à Aude pour ton écoute et ta patience (dix années passées à me supporter, ce n'est pas rien). Merci aussi de m'avoir fait découvrir les méandres de la psychologie humaine.

Merci à Edouard pour m'avoir fait confiance ... sans oublier tes judicieux conseils.

Merci à mes parents, ils ont tout de même assurés le bon déroulement d'une bonne partie du début de cette aventure...

Enfin une énorme merci à ma chère femme, Marie-Anne, j'ai grandi grâce à toi !

Bises à Clément (mon fils)
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# POURQUOI ÉTUDIER LES CLIMATS ANCIENS ?

## ... un brin d'histoire

La climatologie est la science du climat. La définition de ce concept date de l'Antiquité où Aristote découpa la Terre en zones habitables (inhabitables) selon qu'il soit possible à l'Homme de les occuper (ou pas). Cette définition Antique du climat a laissé place à une vision plus moderne qui s'appuie sur l'analyse de la distribution statistique de variables météorologiques, comme la température ou les précipitations. Cette approche statistique du climat s'effectue sur une période de trente ans, soit une durée de vie d'Homme, c'est donc un concept qui demeure éminemment « anthropocentré ». Cette nouvelle définition révèle également les distinctions entre climat et météorologie. En effet cette période de trente ans permet de s'affranchir des variations diurnes, journalières, saisonnières ou même interannuelles, ces variations rapides étant le domaine de la météorologie.

Comment en est-on arrivé à comprendre que le climat du passé pouvait être différent de celui que nous observons de notre vivant ? Ce concept émergea avec les premières expériences effectuées par le **Comte de Buffon** (1707-1788) dans sa forge de Montbeliard (Franche-Comté) sur le temps de refroidissement d'un boulet porté à chaud comme analogue de la Terre. Ainsi **G. L Leclerc - comte de Buffon**, comme ses contemporains, affirmaient que le refroidissement irréversible de la Terre depuis « sa création » allait irrémédiablement conduire la Terre vers un état gelé et sans vie. Il restait aux scientifiques de cette époque d'en déterminer le moment. Cette vision théorique fût toutefois contestée par les travaux des géologues Suisses. Dans le canton helvétique du Valais, l'inondation accidentelle du Val de Bagnes survenue en 1818 questionna le géologue **Suisse I. Venetz** (1788-1859) sur les raisons de l'existence des importants lacs et glaciers Alpins. La somme des observations hydrologiques conduisit **I. Venetz** a pensé que ces lacs étaient les reliquats des glaciers qui avaient existé par le passé. Cette idée fut reprise quelques décennies plus tard par **J. Charpentier** puis **L. Agassiz** qui popularisa, lors de son discours de Neuchâtel (1837), l'idée d'âges glaciaires passés.

Cette idée a probablement germé plus tôt chez d'autres géologues mais l'acceptation de la notion d'âge glaciaire est intiment liée au concept de catastrophisme défendu par la paléontologue **G. Cuvier**, devenu en 1802 titulaire de la chaire d'anatomie comparée au Muséum d'histoires Naturelles de Paris. De son Jura natal, **G. Cuvier** avait pris conscience de l'existence de bouleversements
paléontologiques. En marchant sur les terrains de sa jeunesse, ces ruptures - que nous appelons
aujourd'hui crises de biodiversité (ou extinctions de masse) - étaient pour **G. Cuvier** les « révolutions
du globe ». En proposant une explication aux ruptures paléontologiques enregistrées dans les terrains
du Jura, les âges glaciaires devenaient à leur tour un sujet d'intérêt. La fin du XIXe siècle et le début du
XXe verront des résultats marquants sur ce thème – dont la fameuse théorie astronomique des climats
élaborée par **M. Milankovic** (1879-1958).

En parallèle de la naissance de ces concepts, l'invention du thermomètre - et la standardisation
des unités de mesures de la température (1702-1794) - transforma la climatologie en une science
quantitative. D'abord locale la mesure de la température s'est généralisée avec la création des
observatoires puis des réseaux de mesures au XIXe siècle. La couverture globale de la Terre avec
l'arrivée des mesures satellitaires, dans les années 1970, permis de généraliser l'enregistrement
continu des données météorologiques.

La première Année Géophysique Internationale (1er Juillet 1957-31 Décembre 1958) marqua le
début de la climatologie physique, branche ayant pour but de prédire le climat et son évolution à partir
de "lois physiques". Les moyens de calcul limités ne permettant pas de résoudre l'ensemble des
processus climatiques, pendant 20 ans, co-existèrent des modèles traitant exclusivement la dynamique
de l'atmosphère (c'est à dire la prédiction des mouvements de masses d'air) et d'autres uniquement la
physique de l'atmosphère (calcul de la température par un équilibre radiatif-convectif). Poussée par
l'essor des ordinateurs, la fin des années 70, début des années 80, vit l'émergence des modèles de
climat de première génération couplant ces deux approches (dynamique et physique). Nos modèles
actuels sont les versions actualisées de ces ancêtres.

Il faut bien comprendre que l'intérêt suscité par la climatologie physique à la fin des années
1950 était motivée par la rivalité entre le bloc Soviétique et le bloc de l'Ouest. Ainsi parmi les premiers
résultats marquant de la modélisation climatiques, on peut noter la découverte de l'instabilité du
climat par **W. Sellers** aux Etats-Unis et **M. Budyoko** en Union Soviétique qui popularisèrent la notion
d'«hiver nucléaire» (1969). Aujourd'hui encore, la plus grande part de l'effort de modélisation
climatique concerne un besoin sociétal : savoir où nous mène le réchauffement climatique. Ces deux
exemples contemporains illustrent le besoin de la société de prédire l'évolution du climat,
essentiellement pour des raisons sociales et économiques. A la périphérie de ces questionnements de
société, une branche (très) mineure a émergé dont l'objectif est de mieux comprendre l'évolution naturelle du climat tout simplement. Ce thème sera l'objet exclusif de ce manuscrit.

des questions fondamentales anciennes ....

... mais toujours d'actualité

La notion de climat ancien (ou paléoclimat) est assez floue, elle revêt un sens différent selon qu'elle soit traitée par un historien des climats comme l'académicien Emmanuel Le Roi Ladury (1929-) ou par un géologue travaillant à l'Institut de physique du globe de Paris. Une définition, très anthropocentrée, définirait un **climat ancien comme un climat uniquement soumis aux processus naturels**, donc pré-anthropocène. L'ensemble des travaux présentés dans ce manuscrit suit cette définition, tous étudient la variabilité naturelle du climat.

Comme le montre les différents rapports du GIEC (Groupement Intergouvernemental de l'Etude du Climat, https://www.ipcc.ch/reports/), l'objectif principal de ces études paléoclimatiques est de nous éclairer sur la vitesse et l'intensité de la perturbation actuelle. Ainsi, à la lumière des connaissances accumulées sur les perturbations naturelles du Quaternaire (0-1.8Ma), et pré-Quaternaire (>1.8Ma), le GIEC peut aujourd'hui défendre l'affirmation que la **perturbation actuelle est probablement un ordre de grandeur plus rapide (ΔpCO2/an ~ 1 %)** que toutes les perturbations naturelles jamais étudiés (hors événement catastrophique tel un impact) alors qu'à contrario la pCO2 n'a jamais été aussi faible depuis le Précambrien (>542Ma) – (pages 27). Cette simple comparaison démontre que, plus que la température de la Terre et les niveaux de CO2, c'est la vitesse des perturbations qui importe. Cette fragilité du climat terrestre trouve sa cause dans les gaz responsables de l'effet de serre. Aujourd'hui moins de 1% des composés atmosphériques participent à la régulation du climat terrestre, notamment l'H2Ovap et le CO2. Un déséquilibre persistant, même faible, entre les sources et les puits de carbone peut donc aisément modifier la pCO2 atmosphérique et en cascade l'intensité de l'effet de serre et le climat terrestre.
Cette constatation basique pose une question fondamentale: « comment l'habitabilité de la Terre a pu être maintenue depuis plus de 4Ga en dépit de cette fragilité ». Cette problématique est un sujet d'étude depuis presque deux siècles et questionne sur les mécanismes régulateurs du climat terrestre. Le chimiste J-J. Ebelmen, en 1851, fût le premier à évoquer de tels mécanismes en suggérant une régulation de la composition atmosphérique via une balance entre le volcanisme et l'altération chimique. J. Lovelock (1919-) popularisa l'idée d'une auto-régulation biologique du système Terre avec la théorie de « Gaia » (1974). Néanmoins si un tel équilibre climatique existe, il reste suffisamment souple pour permettre au climat terrestre d'alterner entre i) périodes chaudes – 90% du temps, ii) période froide (présence de calotte de glaces continentales) – 9,9% du temps, et iii) périodes extrêmement froides (calotte de glace et banquise recouvrent la Terre) – 0,1% du temps. Dans la première partie de ce manuscrit, je présenterai l'importance du couplage entre climat et cycle du carbone afin d'illustrer l'importance de ces rétro-actions dans la stabilité du climat terrestre et ses variations.

L'existence de 3 états climatiques stables, entre lesquels la Terre bascule, est une singularité de notre planète au sein du système solaire. Cette propriété unique s'explique par les changements d'état de l'eau autour de l' isotherme 0°C sur Terre, qui module la réflectivité de la Terre (aussi appelé albédo planétaire) Le plus exceptionnel, et le moins fréquent de ces 3 états climatiques, est une Terre entièrement gelée. Devenue totalement blanche, cette Terre boule de neige a un albedo est très élevé ce qui maintient la température moyenne à des valeurs extrêmement basses (-60°C en global, la température de l'équateur étant celle des pôles actuels). Les premiers indices géologiques d'une telle glaciation furent découvert en 1964 par le géologue B.W. Harland. Il démontra, grâce aux premières mesures paléomagnétiques, que des formations sédimentaires glaciaires du Svalbard et du Groenland d'âge Néoprotérozoïque (1-0,54Ga) s'étaient déposées à basse latitude. Comme aucun mécanisme réaliste ne permettait d'expliquer comment sortir (cad réchauffer) une Terre devenue entièrement blanche, cette observation fût rejetée par ses contemporains. Il fallut les travaux du géochimiste M. Lagache (1965), puis de M. Meybeck et finalement de J.C Walker, R. Garrels et J. Kasting (1981) pour résoudre l'énigme de l'interaction entre climat et cycle du carbone (théorie connue depuis comme la théorie du thermostat terrestre). Depuis cette date, et les travaux successifs de P. Hoffman et collaborateurs (1998, 2017), de nombreux indices semblent confirmer l'existence de plusieurs glaciations globales à la fin du Néoprotérozoïque (0,73-0,63Ga). Les occurrences de ces événements climatiques extrêmes et leur durée (10-60Ma) posent des questions fondamentales sur les limites de
**la régulation du climat.** Cette problématique sera développée dans la partie 2 de ce manuscrit, où en plus des interactions climat-cycle du carbone, l'importance des interactions avec la cryosphère sera mis en avant.

Si les scientifiques du XIXe siècle, comme J.J. Ebelmen, étudièrent avec tant d'attention le climat terrestre, c'est qu'une question essentielle les y poussait. Les abondantes bases de données paléontologiques collectionnées dans les muséum révélaient déjà une histoire du Vivant bien agitée. Ces constations conduisirent G. Cuvier (1769-1832) à énoncer sa théorie du catastrophisme. A sa suite, son étudiant A.D. d'Orbigny (1802-1857) établit la première échelle des temps géologiques où chaque période (définie par un stratumotype) était délimitée par des crises biologiques. **En étudiant le climat, les scientifiques du XIXe siècle cherchaient simplement à élucider la cause des crises du Vivant.** Deux siècles plus tard, le développement des techniques de datation a permis de confirmer le synchronisme entre les grandes provinces magmatiques (ou trapps) et les épisodes exceptionnels de perte de biodiversité, ou extinction de masse. Depuis ces travaux impulsés par V. Courtillot nous ne savons toujours pas comment les trapps ont pu perturbé l'environnement au point d'initier une extinction de masse ? Cette question fera l'objet de la troisième et dernière partie du manuscrit. J'y développerai l'importance d'un troisième niveau de couplage – celui de la biosphère – et comment cette biosphère est modulée par le climat Terrestre et comment cette dernière impacte à son tour l'équilibre climatique Terrestre. **Au final ; après avoir présenté la régulation inorganique de la terre dans les deux premières parties de ce manuscrit, nous évoquerons ici l'importance de la régulation biologique – ce qui nous placera à la frontière de la fameuse théorie de Gaia développée par James Lovelock et Lynn Margulis (1974).**

Une méthode ...des outils

La modélisation climatique se heurte à la complexité du système climatique. Par exemple, la théorie de l'effet de serre est assez simple, mais paradoxalement il est difficile d'estimer précisément l'augmentation de la température liée à un doublement de la concentration atmosphérique en CO₂ car de nombreuses rétroactions interviennent, ces rétroactions masquant les effets directs. Dès lors, une question fondamentale se pose: quel degré de complexité est nécessaire pour représenter correctement l'évolution du climat? La réponse dépend fortement du problème posé. La Terre est marquée par une
succession de changements climatiques dont la périodicité s'échelonne de la décennie aux millions d'années. Un tel éventail de cycles suggère des causes et des mécanismes très variés. Cette diversité s'explique par la complexité du système climatique qui est constitué de cinq sous-systèmes: l'atmosphère, l'hydrosphère (les océans, les lacs), la cryosphère (les calottes polaires, les glaciers, et au sens large la banquise), la biosphère (terrestre et marine) et enfin la lithosphère. Chacune de ces cinq composantes du système climatique est régie par un fonctionnement et des propriétés très différents. Dès lors, un modèle climatique « parfait » devrait prendre en compte l'ensemble des mécanismes du système pour chacune des composantes. Cependant ces cinq sous-systèmes ont des temps de relaxation (temps nécessaire pour qu'un système soumis à une perturbation atteigne un nouvel équilibre) très variables; quelques secondes (cycle de l'eau); plusieurs milliers d'années (calottes de glace); un million d'années (lithosphère).

Une simulation climatique 3D ne pouvant excéder quelques milliers d'années, le système climatique modélisé doit être simplifié pour des raisons de limites de puissance de calcul et des capacités de stockage. Cela suppose la prise en compte de certains sous-systèmes uniquement et une représentation plus simple d'un certain nombre de mécanismes. Pour simuler le climat actuel, il est possible de se limiter aux sous-systèmes dont les constantes de temps sont inférieures à quelques dizaines d'années (l'atmosphère, l'océan de surface) et de fixer les autres composantes du système (océan profond, biosphère, cryosphère, lithosphère). Inversement, modéliser un climat et son évolution sur de plus longues échelles de temps nécessite de prendre en compte toutes les composantes qui interagissent avec l'atmosphère, et ayant des constantes de temps supérieures à quelques dizaines d'années (océan profond, végétation...). Autrement dit, le nombre de composantes intervenant dans le modèle climatique dépendra avant tout de l'échelle de temps considérée. **Il n'y a donc pas de modèle climatique universel, mais une grande diversité de modèles plus ou moins adapté à la question posée.** Au cours de ces dix dernières années, cette contrainte m'a conduit a utiliser i) une large variété de modèles climatiques et géochimiques ii) à élaborer des couplages entre différents modèles afin d'intégrer au mieux les processus géologiques fondamentaux en fonction des échelles de temps étudiées.
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## SYNOPSIS

Pour ceux qui n'auront pas le courage de tourner les pages suivantes, la suite de ce manuscrit présente les grands processus qui contrôlent l'évolution du climat terrestre, processus qui peuvent se résumer par l'interaction entre trois molécules : CO₂, H₂O et Corg

- **le climat terrestre est régulé grâce à la molécule de CO₂** - molécule qui réagit chimiquement avec les minéraux de la surface terrestre (et notamment avec les silicates de calcium).

- **cette régulation n'est pas monotone dans la temps car la Terre en surface est riche en H₂O.** Cette molécule a, selon son état physique et donc la température de surface, des propriétés de réflexion très variable (10 à 90 %). Cette propriété (albédo) amplifie chaque modulation de la température rendant le climat instable.

- **le dernière molécule d'intérêt est la molécule de Carbone organique - Corg-** (constitué des 5 atomes suivants CHONP). Présente dans tous les organismes vivants (et morts), elle semble, comme la molécule d'H₂O, capable d'amplifier les modulations du climat en modifiant l'abondance de la molécule de CO₂.

Si la biosphère semble jouer un rôle actif, ce manuscrit révèle une distinction nette avec la théorie de Gaia (Lovelock et Margulis, 1974), à savoir que la biosphère n'est jamais le moteur de la perturbation, toute perturbation débute par un événement inorganique (sauf la période actuelle...)

L'importance des couplages entre les réservoirs externes de la Terre (atmosphère, océan, biosphère, lithosphère, cryosphère) est illustrée par 10 papiers – synthèse de mes travaux sur cette question.

Enfin ces dix années de recherche n'auraient pas eu la même saveur sans les étudiants et leurs questionnements. Merci à eux.

> « Ce que l'on conçoit bien s'énonce clairement,
> Et les mots pour le dire arrivent aisément”

Boileau (17ᵉ siècle)
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TABLE DES MATIÈRES

page

EXPOSÉ SYNTHÉTIQUE DES RECHERCHES : BILAN ET PERSPECTIVES..................1

THÈME 1: Chaude ou froide, 4 milliards d'années de variabilité climatique ....................1

1. La Recherche de la température d'équilibre ....................................................1

2. Les estimations des paléopCO₂ et la fiabilité de leur reconstruction ....................5

3. Quels seuils de CO₂ pour résoudre le paradoxe du Soleil Jeune? ........................6

4. Les interactions climat-carbone dans le paradoxe du Soleil Jeune ....................11

5. La variabilité climatique à long terme et le forçage tectonique ....................15

6. Perspectives : la variabilité du Cénozoïque : les paléomoussons ....................19

THÈME 2: Le couplage avec la cryosphère .................................................................22

1. La sensibilité climatique ..................................................................................23

2. Une Terre entièrement couverte de glace et dynamique ... ....................................27

3. Perspectives : 60Ma d'état glaciaire généralisé, est-ce possible ?....................32

THÈME 3: De l'Importance d'une régulation biologique du système terrestre ................36

1. Comment les modèles intègrent-ils la biosphère ?................................................37

2. Et la Terre fût recouverte de végétaux : la révolution du Dévonien ....................40

3. Des Révolutions du Globe aux Extinctions de masse : la construction d'un modèle écosystémique simple couplé au modèle de climat-carbone....................43

4.Perspectives : vers une modélisation des écocides du Phanérozoïque ....................51

RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES ........................................................................54

CURRICULUM VITAE....................................................................................................63

RECUEIL DES TRAVAUX....................................................................................................72
# EXPOSE SYNTHÉTIQUE DES RECHERCHES :

## THÈME 1: Chaude ou Froide, 4 milliards d'années de variabilité climatiques

Le dernier siècle a été marqué par une hausse de la température de surface d'environ 0,7°C en moyenne globale. Cette hausse est déterminée par rapport à l'état climatique de référence défini sur la période 1961-1990, qui établit cette température moyenne annuelle globale à 15°C. Ce réchauffement est très largement causé par l'augmentation de la pression partielle de CO₂ dans l'atmosphère. Celle-ci vient de dépasser la barre symbolique des 400ppmv<fnref n="1" />, un niveau que l'on ne retrouve pas, ni dans l'enregistrement historique, ni dans l'enregistrement délivré par les carottes de glace (Lüthi et al., 2008). Il faut remonter au Pliocène, il y a quelques 3 millions d'années, pour retrouver de tels niveaux de CO₂ (Seki et al., 2010). Si la hausse de la pression partielle de CO₂ se poursuit à ce rythme, la teneur à la fin du siècle sera équivalente à celle enregistrée au cours de l'Eocène (>1000ppmv), il y a environ 50 Ma (Beerling & Royer, 2011) – cette hausse des températures sera probablement la plus rapide jamais enregistrée dans l'histoire de la Terre.

L'exemple actuel du réchauffement climatique nous rappelle que la variabilité climatique se décline sous 2 aspects : i) son amplitude tout d'abord qui se résume par la fluctuation de la température de surface autour de l'état climatique de référence (ΔT). Le second aspect tout aussi important est la vitesse de ce changement. En fonction des échelles de temps considérées, l'amplitude, la vitesse et la durée des écarts à la moyenne fluctuent considérablement. En voici un bref aperçu.

A travers les récits historiques du **dernier millénaire** [ka] nous constatons un déclin rapide des glaciers alpins d'Europe, depuis le milieu du XIXe siècle. Cette fonte marque la fin du « Petit âge glaciaire », période sensiblement plus fraîche (ΔT~ -0,7°C) qui aurait débuté au XIIIème siècle et ferait suite à une période légèrement plus chaude (ΔT~ -0,2°C) appelée « l'optimum climatique médiéval ». Cet optimum, au climat plus clément, fut popularisé par les récits héroïques véhiculés dans les saga islandaises relatant la colonisation du Groenland (ou Greenland) et de l'ensemble des terres du Nord par les vikings. A plus long terme, les enregistrements climatiques du **dernier million d'années** [Ma] (glaces polaires ou tests de foraminifères) montrent une variabilité plus marquée, contrôlée par des cycles de 100 ka, oscillant entre de longues périodes froides de 90 ka (ou périodes glaciaires, ΔT~ -5°C) et de courtes périodes interglaciaires 10 ka (ΔT~ -0,5 à +1°C). Si une variabilité haute fréquence caractérise les périodes glaciaires, la vitesse de ces variations est 10 à 100 fois plus lente que la perturbation anthropique actuelle. Enfin à très long terme, la présence épisodique de dépôts glaciaires continentaux nous révèle l'existence de transition climatique lente (en quelques millions d'années) d'une Terre chaude vers une Terre froide, et inversement. L'extension géographie de ces dépôts sur le **dernier milliard d'années** [Ga], permet de définir trois états climatiques distincts et stables. 1) l'état climatique où les carottes de glaces continentales sont limitées aux régions polaires et aux régions des moyennes latitudes aussi connue sous le terme de **période ice-house**. La mieux documentée est évidemment la dernière période glaciaire qui débuta il y a 34 Ma avec l'installation des glaces sur l'Antarctique (ΔT~ -2 à +2°C, cet état représente ~10% du dernier milliard d'années). 2) Un état climatique chaud, caractérisé par l'absence de calottes de

<footnote n="1">1 ppmv : unité de concentration exprimée en partie par million par volume (ex : 400ppmv ou 0.04%)</footnote>
glace continentale (ΔT~ +5 à +10°C) et qui représenterait l'état climatique dominant (~90 % de la durée globale) : **période greenhouse**. Les périodes Éocène (55Ma) et Trias (250-200 Ma) en seraient les exemples types. 3) Enfin un état climatique où la Terre serait entièrement couverte de glace des pôles à l'équateur (ΔT~ -70°C), ou **snowball Earth** (Terre boule de neige). Cas extrêmement rare puisque deux ou trois événements de ce type ont été dénombrés au cours des 4,54 milliards d'années de l'histoire de la Terre, le dernier s'étant terminé il y a 630 Ma.

Comme le montre ces quelques exemples, le climat terrestre fluctue autour d'une température moyenne. Cependant aucune de ces variations ne furent suffisamment intenses pour mettre un terme à la Vie sur Terre. Dès lors on peut s'interroger sur les raisons qui expliquent :

- le maintien de l'habitabilité terrestre depuis 3,8 Ga

- les mécanismes responsables de ces variations climatiques.

Cette double interrogation, a été l'un de mes principaux axes de recherche. En effet de nombreuses études ont eu pour but de déterminer la température moyenne de la Terre. La température moyenne peut être définie comme la température d'équilibre (dT/dt ~ 0) si cette dernière est intégrée sur une période suffisamment longue (> siècle).

Ci-après sont présentés, à travers l'étude de l'Archéen et des conditions du maintien de habitabilité de la planète, nos avancées importantes sur la notion d'équilibre climatique et les conditions nécessaires pour maintenir cet équilibre sur de longues échelles de temps (> 100 Ma).
# I. La recherche de la température d'équilibre illustrée par le problème du Soleil Jeune

La faible luminosité solaire est la principale contrainte du climat Archéen (4 – 2,45 Ga). Le rayonnement solaire est l'unique source d'énergie reçue à la surface de la Terre, il suffit d'observer les fluctuations du cycle diurne pour s'en convaincre. Ainsi toute fluctuation du flux solaire impacte directement le climat terrestre. A. Eddington et M. Schwarzschild (1926) furent les premiers à suggérer que le Soleil produisait son énergie par un processus de fusion nucléaire. Avec les progrès de l'observation, notre connaissance sur la vie et la mort des étoiles, dont le Soleil, se sont affinées. A l'ordre un, la luminosité de notre étoile, peu massive, peut être résumée par une simple équation paramétrique (modèle de Gough, 1981). Elle permet de décrire l'évolution temporelle de la constante solaire.

$$ \frac{S(t)}{S_0} = \frac{1}{1 + 0.4(t / 4.6)} $$

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**Figure 1:** Diagramme illustrant le paradoxe du faible soleil jeune. La courbe « S(t)/S₀ » représente l'évolution de la constante solaire normalisée à la valeur actuelle (S₀) où est t le temps avant aujourd'hui exprimé en Ga (cf équation - exemple : il y a 4,56 Ga, S(t) ~30 % plus faible que S₀). Te et Ts correspondent respectivement à la température (en Kelvin, échelle de gauche) d'équilibre radiatif et à la température effective de surface, en supposant une concentration constante en CO₂ atmosphérique de 300ppmv. Ces températures sont calculées via un RCM à une dimension (Kasting et al., 1988).

A l'équilibre radiatif, la quantité totale d'énergie absorbée par la Terre (S<sub>abs</sub>) doit être égale aux termes de chaleur latente (F<sub>lat</sub>), sensible (F<sub>sens</sub>) et au flux d'infrarouge émis (IR).

$$ S_{\text{abs}} = IR + F_{\text{lat}} + F_{\text{sens}} \qquad \text{equation (1)} $$

$$ S_{\text{abs}} = (S/4) (1-\alpha) \qquad \text{equation (2)} $$

$$ IR = \sigma T_e^4 \qquad \text{equation (3)} $$

S la constante solaire, α l'albédo planétaire, σ la constante de Stefan-Boltzmann et Te la température d'équilibre

Les deux flux dominants étant S<sub>abs</sub> et IR, il est donc possible de définir simplement la température respectant l'équilibre radiatif (ou température d'équilibre, Te):
$$T_e = \sqrt[4]{[(S/4)(1-\alpha)]/[\sigma]} \qquad \text{equation (4)}$$

$$T_s = T_e + \Delta T \quad \text{où } \Delta T \text{ est le réchauffement induit par l'effet de serre}$$

En considérant une atmosphère n'absorbant pas les infrarouges ($T_e$, Fig.1) – donc sans effet de serre – la puissance solaire actuelle ne suffirait pas à éviter à la Terre d'être entièrement gelée en surface (253K ou -19°C). Avec une concentration de $CO_2$ de 300ppmv (valeur en 1980) ($T_s$, Fig.1), la faiblesse du flux solaire durant les deux premiers milliards d'années (4.5-2Ga) n'aurait pas évité cet état glaciaire généralisé. **Ce résultat de premier ordre révèle que le problème fondamental de l'évolution à long terme du climat terrestre est la faible luminosité solaire.**

Un englacement généralisé de la Terre durant les deux premiers milliards d'années de l'histoire de la Terre n'étant pas compatible avec les nombreux indices de traces de vie marine (3,45Ga – Buick et al., 1981; Nisbet and Sleep, 2001; Bell et al., 2015)] Sagan et Mullen (1972) ont très vite évoqué les gaz à effet serre comme solution : le $NH_3$ puis le $CO_2$ atmosphérique lorsque l'accumulation $NH_3$ s'est révélée impossible (la molécule étant détruite par les U.V).

A la fin des années 70 et début des années 80 (voir Kiehl and Dickinson, 1987), plusieurs études furent conduites à l'aide de modèles purement radiatifs ou radiatifs-convectifs (ou RCM pour Radiative Convective Model) pour estimer la concentration atmosphérique seuil de $CO_2$ nécessaire à contrebalancer la faible luminosité solaire. Jusqu'en 2010, 0,3bar de $CO_2$ (~ 750 fois la valeur actuelle) était la pression partielle supposée nécessaire au maintien d'une température de 15°C au début de l'Archéen (Kasting, 1984 et 2010).

Cependant ces concentrations très élevées de $CO_2$ furent contestées par Rye et al. (1995). Sur la base de l'absence de sidérite ($FeCO_3$) dans les paléosols datés de 2,76 à 2,2Ga, Rye et al. (1995) proposèrent pour la première fois une estimation de la $pCO_2$ maximale de 0,04bar (~ 100 fois la valeur actuelle), là où les RCM proposent pour la même période une $pCO_2$ de 0,2bar (Kasting et Catling 2003), soit 20 fois supérieure aux contraintes issues des paléosols.

Une contrainte supplémentaire arriva avec le développement des approches quantitatives pour estimer les températures de l'océan précambrien (> 0,54 Ga). La plus reproductible et abondante repose sur la mesure du rapport isotopique de l'oxygène, méthode qui révéla des températures de l'océan de l'ordre de 60° à 80°C [Knauth et Epstein, 1976; Shields et Veizer, 2002; Knauth et Lowe, 2003; Robert et Chaussidon, 2006]. Si ces résultats sont compatibles avec une vie ancienne dominée par des organismes hyperthermophiles [Gaucher et al., 2008], ces conclusions restent intensément débattues [Kasting et Howard, 2006; van den Boorn et al., 2007; Marin-Carbonne et al., 2014; Tartese et al., 2016] et nombre de mesures plus récentes suggèrent des températures plus modérées (< 40°C) bien que plus chaude qu'aujourd'hui (> 15°C) (Hren et al., 2009; Blake et al., 2010).

*Cette situation paradoxale d'une Terre supposée plus chaude qu'aujourd'hui alors que l'énergie incidente arrivant du Soleil est nettement plus faible est connue depuis Sagan et Mullen (1972) sous le terme de « Paradoxe du Soleil jeune » (ou FYSP pour Faint Young Sun Paradox).*
## II. Les estimations des paléo-$pCO_2$ et de la fiabilité de leur reconstruction

- Thèse de Y. Teitler *Climat et composition de l'atmosphère au Précambrien : des paléosols aux simulations numériques*.

- Article : Teitler, Y., Philippot, P., Gérard, M., Le Hir G., Fluteau F., Ader M., *Ubiquitous occurrence of basaltic-derived paleosols in the Late Archean Fortescue Group, Western Australia*. Precambrian Research. 2015 doi:10.1016/j.precamres.2015.05.014

- Projet : ANR : eLife2 (Environnement of Early Life on Earth 2) – dirigée par P. Philippot CRPG-Nancy (B. Marty, M. Pujol), Géochimie des Isotopes Stables IPG-Paris (M. Ader, P. Cartigny), Biopshère Actuelle et Primitive IPG-Paris (M. Gérard, P. Philippot).

**Problématique** : l'incompatibilité des estimations et des résultats de modélisation motiva une étude combinant modélisation et données (thèse de Y. Teitler). La première partie de cette thèse s'attacha à analyser précisément la minéralogie des paléo-sols archéens développés sur la formation basaltique de Mont Roe - Fortescue Group, (Western Australia) – sols de référence de Rye et al. (1995).

Le modèle initial de reconstruction des paléo-$CO_2$ à partir de l'équilibre thermodynamique entre sidérite et greenalite reposait sur 2 hypothèses fortes :

- l'interprétation du $Fe^{2+}$-chlorites dans les paléosols comme le produit de la diagenèse et/ou d'un léger métamorphisme à partir d'un précurseur silicaté : la greenalite ($Fe_3Si_2O_5(OH)_4$).

- une atmosphère réductrice à 2,76Ga dépourvue d'oxygène. En absence d'-$O_2$ on s'attend à un lessivage et la reprécipitation du fer depuis les horizons supérieurs vers les horizons inférieurs du sol. Dans ces conditions, la nature des minéraux de fer qui reprécipitent en base de sol dépend de la teneur en $CO_2$ du fluide altérant, en relation directe avec celle de l'atmosphère (du à l'absence de dégradation de matière organique). Sous une forte $pCO_2$, le fer est censé reprécipiter sous forme de carbonate (sidérite, $FeCO_3$). Sous une $pCO_2$ plus faible, le fer reprécipite sous forme de silicates de $Fe^{2+}$ (les fluides sont censés être 40% plus faiblement concentrés en dioxide de carbone que l'atmosphère).

Teitler et al. (2015) réinterpréta en grande partie les conclusions défendues par Rye et al. (1995). Des reliquats de la formation pédogénique initiale furent retrouvés (fig.2) ; paléosol qui révéla que i) la greenalite n'était pas le minéral précurseur riche en fer – ce précurseur est sans doute la berthierine, comme l'avait suggéré Sheldon (2006) sur des paléosols plus récents. ii) De plus la présence de smectite ferrique (Fe-smectite) pédogénique issue de la bauxitisation des basaltes est un indicateur d'une paléo-$pO_2$ non nulle (et donc non négligeable). Ces résultats invalident les hypothèses initiales et rendent donc caduque le calcul de la paléo-$pCO_2$ de 0,04bar à 2,76Ga par équilibre thermodynamique entre greenalite et siderite en l'absence d'oxygène. A contrario il semble possible d'estimer la paléo-$pCO_2/O_2$ à partir de l'équilibre thermodynamique de la Fe-smectite - faute de temps cet axe n'a pas été davantage développé.
<figure><img src="image_7.png" /></figure>

**Figure 2** : modèle proposé de formation et d'évolution du paléosol de Mount Roe montrant les 3 grandes étapes successives : i) l'altération de la formation basaltique initiale, ii) la diagenèse et le métamorphisme de faible degré, et enfin iii) l'hydrothermalisme (Teitler et al. 2015).

### III. Quels seuils de pCO₂ pour résoudre le paradoxe du Soleil jeune ?

- Thèse de Y. Teitler *Climat et composition de l'atmosphère au Précambrien : des paléosols aux simulations numériques*.

- Article : Le Hir, G., Teitler, Y., Fluteau, F., Donnadieu, Y., and Philippot, P., 2014, The faint young Sun problem revisited with a 3-D climate–carbon model–Part 1, *Climate of the Past*, vol. 10, p.697-713, doi:10.5194/cp-10-697-2014

- Projet : ANR : eLife2 (Environnement of Early Life on Earth 2) – dirigée par P. Philippot CRPG-Nancy (B. Marty, M. Pujol), Géochimie des Isotopes Stables IPG-Paris (M. Ader, P. Cartigny), Biopshère Actuelle et Primitive IPG-Paris (M. Gérard, P. Philippot).

De nombreuses études semi-quantitatives sur les paléosols se sont succédées. Ainsi Sheldon (2006) par un calcul de bilan de masse proposa une paléo-pCO₂ fluctuant entre 26 et 3mbar entre 2,2 et 1,0 Ga. Puis en 2010, Rosing at al. (2010) publia, dans la revue Nature, une étude défendant l'idée d'une pCO₂ extrêmement faible dès le début de l'Archéen : ~ 0,9 mbar de CO₂ à 3,5Ga (seulement 2,25 fois la valeur actuelle) ! Bien que de multiples fois invalidés depuis sa parution (voir Dauphas et Kasting, 2011; Reinhard et Planavsky, 2011), cette étude de Rosing et al. (2010) constitua un tournant car elle fut la première à proposer une pCO₂ en s'appuyant sur des données, et à démontrer sa faisabilité à l'aide d'un modèle climatique (un RCM relativement simple).
Entre 2010 et 2013, plusieurs études furent réalisées à l'aide de modèles climatiques complexes pour tester la robustesse de l'idée de Rosing et al. (2010). Kienert et al. (2012) avec un EMIC (Earth system models of intermediate complexity) évaluèrent la pCO₂ à 0,6bar – soit 600 fois plus que Rosing et al. (2010), alors que les GCM (General Circulation Model) nécessitaient des pCO₂ plus modestes ~ 0,1bar de CO₂ et 2 mbar de CH₄ à 3,8Ga (Charney at al. 2013) ou 20 mbar de CO₂ et 1 mbar de CH₄ à 2,8Ga (Wolf et Toon, 2013).

Ainsi 40 ans après l'apparition du concept de FYSP par Sagan et Mullen (1972), aucun consensus n'est trouvé du fait de l'absence de réelles contraintes issues des données combinées au spectre très (trop) large de solutions fournies par les modèles – 0,9mbar à 0,6bar (soit 3 ordres de grandeur d'écart !).

**Problématique** : La disparité des résultats proposés par les modèles climatiques nécessitait de résoudre une double interrogation : i) quels facteurs sont réellement fondamentaux à la résolution du paradoxe du Soleil jeune et ii) pourquoi les modèles RCM, EMIC et GCM proposaient-ils des paléo-pCO₂ si disparates ?

Pour résoudre cette double problématique, nous avons utilisé un modèle de type GCM nommé FOAM (Fast Ocean Atmospheric Model). Nous avons conduit un grand nombre de simulations pour explorer les effets respectifs des i) conditions aux limites de l'Archéen (constante solaire, paléogéographies, surface de continents émergés, microphysique des nuages), ii) l'intensité de l'effet de serre en fonction des couples pCO₂ - pCH₄ iii) puis l'intensité de la rétroaction de l'albédo de la glace lorsque la vitesse de rotation de la Terre est plus élevée (16h au lieu de 24h) ou lorsque l'océan est deux fois plus salée.

## 3.1 Quels facteurs sont fondamentaux à la résolution du FYSP ?

*La constante solaire.* Un simple calcul à partir de l'équation de Gough (1981) montre que le forçage radiatif imposé par la constante solaire induit un **FRAD négatif de -55W/m²** (refroidissement) entre 3,5 et 1Ga, soit le facteur climatique le plus important du système (fig.3a).

*L'importance de la nébulosité.* Soumis à ce FRAD négatif, il devient impossible de résoudre le FYSP, la température moyenne de surface atteint les -75°C à 3,5 Ga (Terre entièrement englacée). Toutefois il suffit d'augmenter l'effet de serre, (pCO₂ de 2,4mbar au lieu de 0,9mbar), combinée à une nébulosité idéalisée (d'après le scenario de Rosing et al. 2010) pour atteindre une température de 14°C.

Si ce résultat démontre qu'un effet de serre modéré suffit à résoudre le paradoxe du Soleil jeune, cette solution est rendue possible uniquement par la présence d'une nébulosité idéalisée. En effet, une nébulosité classique induit un refroidissement de 5 à 10°C due à l'effet d'albédo des nuages (FRAD négatif de -10 à -20 W/m²). En considérant une microphysique des nuages différente (faible abondance des gouttelettes d'eau mais de grosses tailles – idée de Charleston et al. 1987 repris par Rosing et al. 2010) l'effet d'albédo des nuages (I.R) disparaît quasiment (ils deviennent transparents au rayonnement solaire visible) – seul persiste l'effet de serre des nuages (**FRAD positif de +20 à +40 W/m²**). Ce résultat démontre l'extrême sensibilité à la microphysique des nuages – cependant en l'absence de contraintes solide cette solution demeure très spéculative (fig.3).
<figure><img src="image_8.png" /></figure>

**Figure 3.** À gauche, les conditions limites – les carrés indiquent les périodes de temps testés. η land indique la surface de terre émergée (la surface actuelle est estimée à 146 10⁶ km² – 29 % de la surface totale). Les paléogéographies entre 1 – 2,25 Ga sont issues de Pesonen et al. 2003, à 2,5 Ga (Besse pers. com) et restes théoriques entre 3 et 3,5 Ga. Le scénario de croissance crustale combinée à la quantité de surface continentale émergée est issue de Goddéris et Veizer (2000) et est basé sur le ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

<figure><img src="image_9.png" /></figure>

**À droite. Resultats** des simulations climatiques 3D réalisées avec FOAM en utilisant un forçage radiatif ($F_{RAD}$) de +19W/m². a) Valeurs de $F_{RAD}$ (négatif) permettant d'initier une englacement global de la surface terrestre en fonction de 3 scénarios de nébulosité (microphysique des nuages actuelles, absence de nuages, microphysique des nuages modifiée – taille de gouttelettes augmentée / abondance des gouttelettes réduite). b) température moyenne de surface en fonction de l'évolution de l'irradiance, courbe bleue – nuages actuels, courbe verte – absence de nuages, courbe rouge – nuages modifiés. c) évolution de l'albédo planétaire dans les 3 cas de nébulosité. d) étendue de la banquise dans 3 cas illustrant les 3 états climatiques.

***La nature de la surface.*** En supposant les nuages transparents au rayonnement visible, Rosing et al. (2010) résume l'albédo terrestre à sa seule composante de surface. La Terre primitive étant dominée par les océans ($α_{sol nu} = 0.32$, $α_{océan} = 0.06$), cette Terre primitive devait, en théorie, être plus chaude. Pourtant un modèle de climat 3D montre une augmentation de l'albédo de surface ($Δα = +0.10$ entre 2,25-1Ga) soit un $F_{RAD}$ négatif de -29W/m² (refroidissement) ($F= S/4(1-α)$, avec $Δα = 0.10$ et $S = 1148W/m⁻²$ à 2,25Ga). Ce calcul révèle le fort impact de la rétroaction de la glace, un léger refroidissement (dû à la faible constante solaire) induit une extension de la banquise ($α_{banquise} = 0,6$) qui surpasse largement le forçage radiatif positif induit par la présence des surfaces océaniques. Ainsi le contexte d'aquaplanète proposée par Rosing et al. (2010) n'apparait pas comme une solution au problème du FYSP car cette situation est très dépendante à la rétroaction de la glace de mer.
*Est-il possible de réduire la formation de la banquise aux pôles et d'ainsi réduire l'influence de la rétro-action des glaces ?*

*La Terre archéenne, une planète à rotation rapide et à l'océan plus salé ?*

Les simulations menées avec une vitesse de rotation de la Terre plus élevée (16h de durée du jour – durée estimée ~ 4Ga) montre un réchauffement des basses latitudes associé à un refroidissement des hautes latitudes pour un effet global nul. En réduisant le transport de chaleur de l'océan vers les pôles, une rotation plus rapide de la planète amplifie l'extension des surfaces couvertes de glaces-neige. Cela signifie que l'augmentation de la vitesse de la rotation rend le climat plus instable.

En abaissant le point de congélation de l'eau mer à -3,3°C pour une salinité de 60‰ (Millero et Poisson, 1981, Foriel et al. 2004), on obtient un réchauffement de ~0,8°C en réponse à une simple diminution de l'extension de la banquise. En combinant, vitesse de rotation et salinité plus élevée, le réchauffement est presque nul. Ces deux facteurs n'apparaissent donc pas essentiels à la résolution du FYSP.

## 3.2 Les paléo-pCO₂ déduites des modèles unidimensionnels (RCM) sont-elles robustes?

En plus de nuages transparents au rayonnement dans le spectre visible, Rosing et al. (2010) résout le FYSP avec une pCO₂ de 0,9mbar en fixant l'albédo de surface en fonction du pourcentage de la surface relative occupée par les océans/continents - donc in fine de la croissance crustale. Cette hypothèse revient donc de ne pas considérer l'effet de la température de surface ($T_s$) sur l'albédo de surface. Nous avons voulu savoir si cette approximation était justifiée.

Pour représenter cette dépendance, la relation suivante peut être utilisée (Pierrehumbert et al. 2011).

$$ \alpha(T) = \alpha_o + (\alpha_f - \alpha_o)[(T - T_o)^2/(T_{\text{freeze}} - T_o)^2] $$

<figure><img src="image_10.png" /></figure>

cette équation définit l'évolution de l'albedo planétaire $\alpha(T)$ en fonction de la température. la variation d'albédo est dépendante de la variation de température au carré

**Figure 4.** Simulations de sensibilités à Tfreeze effectuées avec un RCM où ($\alpha_o$) = 0.2 (surface sans glace) et ($\alpha_f$) = 0.6 (surface à 100% englacée), T la température de surface de la Terre, $T_{freeze}$ la température d'englacement et $T_o$ la température des basses latitudes. $T_{freeze} - T_o$ représente donc indirectement le flux de chaleur entre l'équateur et les poles.
En menant une série d'expériences avec différentes $T_{freeze}$ (0°C, -5°C et -20°C, fig.4), on constate la très grande dépendance de l'albédo terrestre à la température. Pour retrouver une rétroaction climatique similaire à un modèle 3D (courbe en pointillée noir – FOAM), il faudrait supposer que la température d'englacement de la Terre se situe vers -20°C (à la place des 0°C actuellement considérée). Cet écart entre la température de formation de la banquise (0°C) et d'englacement de la planète (-20°C) est difficile justifiable. Il apparaît ici que la principale faiblesse des RCM est leur impossibilité à bien calculer $T_{freeze}$ en l'absence de transfert latitudinal de chaleur.

### 3.3 Les paléo-pCO₂ déduites des modèles complexes sont - elles réalistes ?

Si l'ensemble des GCM arrivent à résoudre le FYSP ($Ts \ge 15°C$) avec des $pCO_2$ allant de 0,02 à 0,1 bar en fonction de la nébulosité, un EMIC (Earth system models of intermediate complexity) évalue cette $pCO_2$ à 0,6bar – soit 6 à 10 fois que les GCM sous les mêmes conditions (Kienert et al., 2012). Le calcul de l'albédo ne pouvant ici être responsable de tels écarts, les causes sont à chercher ailleurs.

Les EMICs sont des modèles développés pour réaliser des simulations longues (>2-5kans), durée inaccessibles aux GCM. Le calcul de la physique de l'atmosphère sur une grille fine étant très coûteuse en temps, les EMIC ont une atmosphère simplifiée (maillage large). Cette simplification s'accompagne de paramétrisations, dont celle du gradient vertical de température atmosphérique. Dans un GCM ce gradient est la conséquence de l'absorption/rémission de l'atmosphère. Dans l'EMIC de Kienert et al. (2012), ce gradient vertical ($\Gamma$) est calculé à partir d'une équation semi-empirique (Petoukhov et al. 2000):

$$ \Gamma (\text{K/m}) = \Gamma_0 + \Gamma_1 (Ts - 273.16\text{K}) * (1 - a_q * Q^2) - \Gamma_2 * n_{\text{cld}} $$

$\Gamma_0$, $\Gamma_1$, $\Gamma_2$ paramètres ($\Gamma_0 = 5.2 \ 10^{-3}\text{K/m}$, $\Gamma_1 = 5.5 \ 10^{-5}\text{K/m}$, $\Gamma_2 = 10^{-3}\text{K/m}$, $a_q = 10^3 \ (\text{kg}\cdot\text{kg})^{-2}$, Q est l'humidité spécifique ($\text{kg}\cdot\text{kg}^{-1}$), et $n_{\text{cld}}$ la fraction nuageuse.

La comparaison révèle un gradient de température bien plus faible chez un EMIC (adapté à l'atmosphère humide actuelle) que dans un GCM. La température de surface étant très basse dans les deux types de modèles (effet de l'albédo), la température de l'atmosphère est bien plus chaude au sommet chez un EMIC. Ce biais s'accompagne d'un flux infrarouge plus important à sommet de l'atmosphère, ce qui réduit d'autant l'effet de serre :

$$ \text{Effet de serre (W/m}^2\text{)} = \sigma T_s^4 - \text{OLR} $$

OLR (Outgoing Longwave Radiation au sommet de l'atmosphère), $Ts$ la température de surface (K), et $\sigma$ la constante de Stefan-Boltzmann.

Si cette paramétrisation est correcte pour les conditions actuelles, elle sous-estime le gradient atmosphérique dans les conditions extrêmes où l'atmosphère est presque sèche, et donc sous-estime l'effet de serre de manière importante, ce qui signifie que la solution haute de $pCO_2$ (0,6bar) est un artefact.
**Conclusion** : Cette étude montre que la disparité des paléo-pCO₂ calculés par les modèles climatiques est en partie due à des artefacts. Les pCO₂ < 20mbar ont pour cause l'absence de rétro-action entre l'albédo et la température terrestre, alors que les pCO₂ > 0,1bar sont quant à elles des artefacts dûs à un calcul incorrect de l'intensité de l'effet de serre. Le spectre de solution du FYSP (Ts ≥ 15°C) pour les modèles climatiques complexes est probablement inclus dans un intervalle plus restreint allant de 0,02 à 0,1 bar à 3,8Ga en fonction de la nébulosité, la vitesse de rotation, la chimie de l'océan n'avant que peu d'influence sur ces valeurs.

Malgré la qualité des données acquises et les études de modélisation conduites, aucune étude ne résout le FYSP. Car résoudre le FYSP implique non seulement d'estimer le couple pCO₂/température mais également d'expliquer quels facteurs permettent à la pCO₂/température Archéenne d'être si élevée. C'est pour contraindre ce point essentiel que l'étude suivante a été conduite (Charney et al. 2017).

## IV. les interactions climat-carbone et leurs importance dans la résolution du FYSP

**Problématique** : En s'affranchissent du cycle du carbone, toutes les études mentionnées dans la précédente section présupposent un cycle du carbone à l'équilibre. Avec les conditions modernes, le système climat-carbone s'équilibre pour une température de surface oscillant entre 10 et 15°C. Malheureusement le cycle du carbone de la Terre Archéenne est loin de ressembler au système actuel. Cela signifie que l'ensemble des études présentées souffrent d'un biais important. L'objet de cette partie est donc d'évaluer l'importance des interactions climat-carbone.

Pourquoi la rétroaction climat cycle du carbone est-elle essentielle ? Principalement car la pCO₂ est également dépendante de la température de la Terre ! En 1981, J.C.C Walker et ses collaborateurs ont publié un article fondateur dans lequel ils proposèrent une relation quantitative liant climat, insolation, dégazage de CO₂ de la Terre solide ($F_{vol}$) et la consommation de CO₂ atmosphérique par l'altération des silicates continentaux ($F_{sw}$) :

$$F_{vol} = F_{sw} (T,R)$$

où l'altération continentale est une fonction des paramètres climatiques que sont la température de l'air T et le ruissellement continental R

Au premier ordre, cette relation montre que si la source de carbone du système exosphérique est insensible au climat, le puits de carbone (l'altération) est dépendante au climat. Cette dépendance de l'altération au climat peut être utilisée pour reconstituer l'histoire de la teneur en CO₂ dans l'atmosphère. Pour cela il faut que 1) l'histoire du dégazage, 2) la constante solaire (i.e l'insolation) et 3) la forme mathématique de la fonction Fsw (T,R) soient connues.

Sur ce concept, des modèles numériques à zéro-dimension couplant climat et carbone ont été développés. Le plus influent est GEOCARB, modèle développé par Robert Berner de l'Université de Yale (1982). Ce modèle intègre une dépendance logarithmique de la température du type T = Constante x ln (pCO₂) combinée à une dépendance à la constante solaire, couplée à une relation linéaire entre T et R, du type R = aT + b.
$$
\begin{array}{ll}
\text{Ainsi la relation} & F_{\text{vol}} = F_{\text{sw}}(T,R) \text{ où T est la température de l'air et R le ruissellement continental} \\
\text{devient} & F_{\text{vol}} = k * R * p\text{CO}_2^{0.3} \exp[6.5 \ln (p\text{CO}_2)/17.7] \\
& F_{\text{vol}} = k [1+0.038 (6.5 \ln (p\text{CO}_2))] p\text{CO}_2^{0.3} \exp[6.5 \ln (p\text{CO}_2)/17.7]
\end{array}
$$

où k est une constante représentant l'altérabilité des sols (k = 0.15 avant l'apparition des plantes, 0.75 avant l'apparition des angiospermes, puis 1 ensuite)

Dès lors, seules 2 inconnues subsistent dans cette équation, $F_{vol}$ et la $p\text{CO}_2$. En supposant le dégazage ($F_{vol}$) proportionnel au taux d'accrétion des dorsales (ou aux variations eustatiques si le taux d'accrétion n'est pas connu) il devient donc possible de simuler la teneur en $\text{CO}_2$ de l'atmosphère. L'avantage indéniable du modèle GEOCARB est sa simplicité qui permet d'intégrer de nombreux processus influant sur le cycle du carbone. L'inconvénient majeur est que les processus intégrés dans GEOCARB sont simplifiés à l'extrême, sous forme de facteurs correcteurs multiplicatifs.

Pour des climats très anciens, de nombreuses questions restent en suspens :

1. Que sait-on du dégazage ? Connaissons-nous son histoire au cours du temps ?

2. L'altération des silicates, bien que dépendante du climat, est probablement pilotée par d'autres facteurs (i.e. la surface des continents, la nature des roches à l'affleurement).

3. Que sait-on des relations entre la croûte océanique et la teneur en $\text{CO}_2$ atmosphérique ?

**Problématique** : Résoudre le FYSP nécessite d'intégrer un grand nombre de facteurs, dont certains sont directement dépendant de la géodynamique de la planète. Plutôt que de vouloir intégrer tous les processus du cycle du carbone au prix d'une simplification de ces derniers, nous avons préféré coupler un modèle de climat 3D type GCM (voir section précédente) avec un modèle du cycle du carbone incluant explicitement nombre des processus intervenant à l'Archéen. A l'aide de ce modèle, nous avons étudié les climats possibles entre 4 et 3,8Ga.

4.1. Quelles sont les pCO₂ qui répondent à l'équilibre climat-carbone à 3.8Ga ?

- Article. Charnay B., Le Hir G., Fluteau F., Forget F., Catling D.C., *A warm or a cold early Earth? New insights from a 3-D climate-carbon model*, Volume 474, 15 September 2017, Pages 97-109. doi.org/10.1016/j.epsl.2017.06.029

- projet INSU (comité SYSTER) : « Conséquences du grand bombardement tardif sur la Terre archéenne » piloté par F. Fluteau (IPGP) - 2016

<figure><img src="image_11.png" /></figure>

**Figure 5** : couplage entre le modèle de climat 3D Hadéen (Generic LMDz) et le modèle du cycle du carbone modifié pour intégrer les contraintes de la transition Hadéen/Archéen. Les pressions testées vont de 0,01 à 1bar de $\text{CO}_2$ sous 2 atmosphères ($\text{CH}_4$=0 et 2mbar). Les 2 modèles échanges les variables afin de calculer un équilibre climat-carbone.
Plutôt que de vouloir intégrer tous les processus du cycle du carbone au prix d'une sur simplification de ces derniers, nous avons préféré coupler un modèle de climat 3D type GCM (Generic LMDz) avec un modèle du cycle du carbone incluant explicitement nombre des processus intervenant à l'Archéen. A l'aide de ce modèle (fig.5), nous avons étudié les états climatiques possibles entre 4 et 3,8Ga afin de répondre au problème du FYSP.

En plus des conditions climatiques de l'Archéen, plusieurs nouvelles conditions affectant le cycle du carbone Archéen ont été testées : i) le pourcentage de surfaces continentales émergées (0 cad une aquaplanète, 0,12 et 0,26 fois la surface continentale actuelle), ii) un taux de production de lithosphère océanique plus élevé déduit de la température potentielle du manteau, iii) un taux de recyclage du matériel subducté plus important du fait d'une lithosphère entrant en subduction à des températures plus chaudes car plus jeunes (conséquence directe d'un taux d'accrétion plus élevé). iv) Un dernier test suppose un régime différent de la géodynamique actuel basée sur la tectonique des plaques, un scénario dit heat-pipe où la chaleur est dissipée en grande partie liée au volcanisme.

Ces résultats montrent que la résolution du FYSP en incluant la rétro-action climat-carbone reste dans une gamme restreinte de $pCO_2$ d'équilibre, majoritairement entre 0,12 et 0,36bar de $CO_2$, pour des températures entre 20 et 30°C. Étrangement la surface des continents n'influencent que très peu la $pCO_2$ d'équilibre, l'interaction avec la croûte océanique et l'altération basse température (<110°C) des basaltes océanique étant prépondérante dans la régulation du cycle du carbone. Les plus hautes températures sont obtenues lorsqu'une lithosphère océanique épaisse (18 km au lieu de 6 km aujourd'hui) limite l'altération des basaltes aux couches superficielles et dans des atmosphères dépourvues de méthane (fig.6). De même une solution heat-pipe : un volcanisme très intense mais sans tectonique des plaques, ne favorise pas les hautes températures, l'abondance des basaltes émis augmentant l'altérabilité de la planète.

a

<figure><img src="image_12.png" /></figure>

b

<figure><img src="image_13.png" /></figure>

**Figure 6:** Température de surface moyenne respectant l'équilibre climat-carbone pour des fractions de surface continentale équivalente à 1 % (cercles bleus et bleus clair) ou 12 % (cercles jaunes et rouges) de la surface actuelle. **A gauche.** Simulée avec une tectonique des plaques aussi active qu'aujourd'hui (taux de recyclage par les subduction identique à l'actuel) pour 2 épaisseurs de croûte océanique (actuelle et 3 fois plus épaisse). Le sigle diamant noir représente le scénario heat-pipe, un scénario où la tectonique des plaques n'est pas encore présente (le flux de chaleur est uniquement dissipé sous forme d'un volcanisme très intense). **A droite,** simulée avec une tectonique des plaques 3 fois plus active qu'aujourd'hui.
**Conclusion** : dans les conditions de la Terre primitive, l'évolution de la pCO₂ est essentiellement contrôlée par l'altération des basaltes océaniques, c'est ce processus qui maintient la Terre dans la zone d'habitabilité - la présence de continents importante peu si la surface émergée demeure sous la barre des 25 % actuels. Ces interactions climat-carbone doivent théoriquement maintenir un climat clément sur Terre (entre 20-30°C) avec des pCO₂ comprises entre 0,1 et 0,3 bar sans qu'il soit possible d'aller au-delà de ce seuil. En effet l'acidification des océans induit par les hautes pression de CO₂ fait croître exponentiellement la dissolution des minéraux silicatés (altération des basaltes océaniques) ce qui constitue une limite sans doute absolue à la pCO₂ terrestre. Si des valeurs plus hautes de pCO₂ étaient atteintes pour des raisons exogènes, alors le réchauffement des masses d'eau en surface limiterait la solubilité du CO₂ dans l'océan ce qui tendrait à limiter la consommation de carbone par l'altération des basaltes océaniques. Si cette situation se prolongeait, l'accumulation de CO₂ dans l'atmosphère serait une exponentielle croissante. Si cette frontière avait été franchie, l'habitabilité terrestre n'aurait peu être maintenue.

## 4.2. Quelles conséquences au bombardement tardif de la Terre Archéenne ?

- Article. Charnay B., Le Hir G., Fluteau F., Forget F., Catling D.C., *A warm or a cold early Earth? New insights from a 3-D climate-carbon model*, Volume 474, 15 September 2017, Pages 97-109. doi.org/10.1016/j.epsl.2017.06.029

- projet INSU (comité SYSTER) : « Conséquences du grand bombardement tardif sur la Terre archéenne » piloté par F. Fluteau (IPGP) - 2016

<figure><img src="image_14.png" /></figure>

<figure><img src="image_15.png" /></figure>

**Figure 7:** scenario incluant 10Ma d'impact du LHB (durée estimée 100 à 200Ma). **Haut.** Impact sur le cycle du carbone exprimé en mol de CO2 cumulées libérées lors des multiples impacts (en noir) et consommé par l'altération des éjectas (rouge) dans 2 cas. Les corps impacteurs sont des astéroïdes (ligne continue), des comètes (pointillés). **Bas.** évolution de la pCO₂ simulée (atmosphère sans méthane, tectonique des plaques standard) en supposant 2 épaisseurs de croûte océanique (standard et 3 fois plus épaisse qu'aujourd'hui).
L'équilibre climat-carbone de cette période ne fût pas uniquement influencé par ces seuls processus long-termes. En effet, la Terre a connu un intense bombardement de corps extraterrestres durant l'Hadéen. Ce bombardement planétaire décrot pendant l'Hadéen avant de connaître une phase exceptionnelle, entre 4.1 et 3,8 Ga, période dite du "grand bombardement tardif » ou Late Heavy Bombardment (i.e. LHB). Gomes et al. (2005) relie le LHB à la migration des planètes géantes Uranus et Neptune sur leurs orbites définitives, ce qui aurait conduit à la déstabilisation de la ceinture de Kuiper. Le LHB a profondément déstabilisé le cycle du carbone. Les ejectas et sphérules produits lors les collisions ont considérablement augmenté la quantité de matériaux facilement altérables, augmentant considérablement les puits de carbone malgré de fortes quantités de CO2 émis lors des impacts.

**Conclusion:** le LHB a certainement modifié le visage de la Terre Hadéenne, en induisant des climats froids – voire très froids de manière répétée sans toutefois aller jusqu'à un englacement total de la Terre.

## BILAN: comment expliquer l'existence d'une variabilité climatique?

### V. La variabilité climatique à long terme et le forçage tectonique

La variabilité climatique constatée sur le Phanérozoïque (542-0Ma) illustre - sans doute possible - qu'à plusieurs reprises le climat terrestre a subit des transitions de périodes froides (ice-house) vers des périodes chaudes (greenhouse) et inversement (fig.8). La dernière transition enregistrée dans le registre géologique (δ¹⁸O des foraminifères benthiques, présence de diamictites, alkenones, ...) se situe à la limite Eocène-Oligocène (34Ma) et se caractérise par la mise en place d'un important volume de glace en Antarctique, ~20 Ma après l'optimum thermique de l'Eocène (55Ma).

De nombreuses études ont présenté des mécanismes à l'origine de ces variations mais leur réel impact, cad leur quantification, reste à ce jour lacunaire. Une partie importante de ce travail de quantification a été réalisée par les précurseurs dans ce domaine à savoir Y. Donnadieu et Y. Goddéris, notamment par leurs travaux sur la dislocation du Rodinia (2003) et de la Pangée (2006). Dans la continuité de ces travaux je me focaliserai sur le Paléozoïque (542-252Ma), période que j'ai plus particulièrement explorée.

<figure><img src="image_16.png" /></figure>

**Figure 8.** courbe synthétique des variations climatiques sur le Phanérozoïque. 3 périodes sont reconnues comme des périodes suffisamment froides pour permettre la formation de glaciers continentaux étendus. Le période froide du Jurassique-Crétacé Inférieur n'est pas encore établie bien que discutée. Les valeurs du δ¹⁸O sont extraites de tests carbonatés d'organismes benthiques (ex : foraminifères). NB les valeurs ont subi une correction pour éviter une dérive vers les valeurs négatives au Paléozoïque
## Pourquoi étudier le Paléozoïque ?

L'histoire du Paléozoïque (541 Ma-252 Ma, Cohen et al., 2013) commence avec la fragmentation du supercontinent Rodinia, et se termine par la formation d'un nouveau supercontinent, la Pangée. Le Paléozoïque forme donc, avec le Néoprotérozoïque, un cycle entier de regroupement-dislocation des continents, ou cycle de Wilson (Elmi et Babin, 2012). Le début du Paléozoïque est un monde bien différent d'aujourd'hui avec un hémisphère Nord recouvert à 80 % par les océans, la grande majorité des cratons connus étant localisée dans l'hémisphère Sud. Les continents Laurentia (actuelle Amérique du Nord), Baltica (actuelle Europe du Nord) et Siberia sont à basses latitudes (fig. 9A) tandis que le Pôle Sud est occupé par un vaste continent (Gondwana) regroupant à la fois l'Antarctique, l'Afrique, l'Arabie, l'Amérique du Sud, l'Inde et l'Australie. La dispersion des continents connaît son apogée à l'Ordovicien Moyen (fig. 9A), avant que les continents ne commencent à se regrouper de nouveau pour former la Pangée au Permien (Valentine et Moores, 1972).

En parallèle de cette évolution paléogéographique importante, 3 extinctions de masse (444, 370, et 252Ma) et 2 transitions climatiques majeures se sont produites. Le premier refroidissement intervient à la fin de l'Ordovicien (glaciation Hirnantienne, 445-444Ma) auquel est associé une extinction de masse. Il sera suivi 100 millions d'années plus tard par un second refroidissement (Carbonifère 360-300Ma), qui sera le plus intense et le plus long du Phanérozoïque.

## 5.1. La transition climatique au Paléozoïque inférieur où l'évolution de la paléogéographie comme cause du lent refroidissement.

- Article. Nardin, E., Goddéris, Y., Donnadieu, Y., Le Hir, G., Blakey, R., Pucéat, E., Aretz, M., 2011, *Modeling the early Paleozoic long-termed climatic trend*, Geological Society of America Bulletin. Vol. 123, p: 1181-1192, doi: 10.1130/B30364.1

## **Problématique** : comment expliquer la baisse de la pCO₂ nécessaire à l'installation des glaces sur le Gondwana ?

Nardin et al. (2011) ont étudié l'évolution à long terme du cycle du carbone au cours du Paléozoïque inférieur en utilisant le modèle couplé climat-carbone GEOCLIM pour quantifier les impacts respectifs de l'évolution paléogéographique. En complément de cette approche climat-carbone, une reconstruction des variations du rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr dans l'océan est aussi utilisée afin de déterminer l'évolution des surface des roches volcaniques/granitiques à l'affleurement entre le Cambrien terminal (Furongien, 490 Ma) et le Dévonien Inférieur (Emsien supérieur, 400 Ma).

Le modèle GEOCLIM (Donnadieu et al., 2004; Goddéris et al., 2014) est le produit du couplage entre le GCM océan-atmosphère FOAM, et un modèle « en boîtes » représentant les cycles du carbone et de l'alcalinité (COMBINE). Sa construction se fonde sur le concept de stabilité à long terme du climat global : à l'échelle des temps géologiques, les puits et les sources de CO₂ – altération continentale et volcanisme – sont à l'équilibre (Walker et al., 1981). Un ensemble d'états climatiques est tout d'abord modélisé avec FOAM, de manière à couvrir une large gamme de pCO₂ pour chacune des configurations continentales étudiées. Ces champs climatiques sont stockés dans une matrice, fournie en entrée au modèle de biogéochimie. Ce dernier détermine alors pour chaque
configuration continentale, par interpolation entre les différents champs climatiques, le climat permettant d'équilibrer le cycle du carbone. Il s'agit du climat pour lequel l'altération continentale équilibre le volcanisme. La pCO₂ associée à ce climat représente donc l'équilibre climat-carbone de la configuration continentale de l'époque considérée. L'innovation de cette étude est que calcul intègre également la surface de surface basaltique pour établir un rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr en accord avec les données.

<figure><img src="image_17.png" /></figure>

**Figure 9** : Impact de l'évolution paléogéographique sur la pCO₂ au Paléozoïque inférieur. modifié d'après Nardin et al. (2011). (A) : Migration des continents entre le Furongien supérieur (Cambrien, 490 Ma ; gris foncé) et l'Ordovicien Supérieur (450 Ma ; gris clair). Les reconstructions continentales sont d'après Blakey (2007). Les flèches représentent les mouvements des masses continentales. (B) : Évolution de la pCO2 modélisée par Nardin et al. (2011) avec le modèle GEOCLIM. Ces résultats correspondent aux simulations *NormSr*, dans lesquelles la surface des roches volcaniques à l'affleurement a varié au cours du Paléozoïque en fonction de l'évolution du rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr documentée par Veizer et al. (1999).

## Conclusion

L'évolution paléogéographique à l'Ordovicien est caractérisée par le détachement de blocs continentaux de la marge Nord de Gondwana, et par la migration des principaux continents en direction du Nord (fig. 9A). Nardin et al. (2011) ont montré que la migration des continents à travers la zone de convergence intertropicale, combinée à une augmentation de la surface des roches volcaniques à l'affleurement, entraîne une chute de la pCO₂ tout au long de l'Ordovicien, d'environ 21 PAL au Cambrien terminal jusqu'à 14 PAL à l'Ordovicien Supérieur (Fig. 9B). Ces résultats suggèrent que l'évolution paléogéographique serait à l'origine du refroidissement à long terme documenté par l'analyse géochimique des isotopes stables de l'oxygène par Trotter et al. (2008). En revanche, ils ne fournissent aucune explication aux variations climatiques à plus haute fréquence, telles que le refroidissement Hirnantien (Finnegan et al., 2011 ; Trotter et al., 2008).
## 5.2. Vers une courbe synthétique de référence de la pCO₂

- article. Goddéris Y.; Donnadieu Y.; Le Hir G.; Lefebvre V.; Nardin E. 2013. The role of paleogeography in the Phanerozoic history of atmospheric CO₂ and climate. Earth Science Reviews. 128,122-138, doi. 10.1016/j.earscirev.2013.11.004

L'étude des mécanismes expliquant les transitions climatiques a révélé l'importance des rétro-
actions. Un nouveau paradigme semble apparaître où les tendances climatiques à très long terme
seraient le résultat d'une expression externe de l'activité interne de notre planète. Les effets de la
tectonique des plaques sur l'altération, le principal puits de CO₂, permettent de simuler deux
épisodes froid au Paléozoïque, une autour de l'Ordovicien, et une autre à la fin du Dévonien. Des
récentes études sur le Permo-Carbonifère (Goddéris et al, 2017) et le Cénozoïque (Lefebvre, et al.
2013), combinées à de plus anciennes sur le Mésozoïque (Donnadieu et al. 2006) ont fini de
compléter les lacunes du Phanérozoïque. Il est donc depuis peu possible de fournir une courbe de
référence de CO₂ sur le Phanérozoïque simulée avec GEOCLIM directement comparable à celle
proposée par Berner avec le modèle GEOCARB (Berner, 2006). Si Robert Berner, et de nombreux
autres, ont démontré que le CO₂ est le principal acteur du climat sur le Phanérozoïque, cette
 étude montre sans équivoque que le cycle du carbone (donc le CO₂) est contrôlé par la position
des continents. C'est donc au final la tectonique qui joue le rôle principal dans les transitions
climatiques, même si parfois le forçage biologique interfère brièvement (comme au Dévonien).

<figure><img src="image_18.png" /></figure>

**Figure 10.** Évolution de la pCO₂. La courbe Global4 est basée sur un modèle type GEOCARB où la pCO₂ dépend de la constante solaire et de la géographie. La courbe GEOCLIMtec intègre les mêmes forçages mais utilise un modèle de climat 3D pour calculer le climat (température et ruissellement) et l'altération chimique des silicates. Les zones rouges/bleues indiquent les périodes où la configuration des continents réchauffe/refroidit la surface de la Terre (les modifications paléographiques essentielles sont indiquées dans chacune des boites).
VI. la variabilité du Cénozoïque : l'exemple de la paléo-mousson asiatique

Jusqu'à présent, l'ensemble de mes travaux concernait les périodes anciennes (Paléozoïque et Précambrien). Ce choix thématique était autant lié à un centre d'interêt personnel qu'aux outils disponibles. En effet les outils dont nous disposions souffraient de plusieurs faiblesses : i) une résolution spatiale modérée (cad quelques centaines de kilomètres de résolution), ii) un couplage asynchrone entre les enveloppes (cad entre atmosphère et océan ou bien entre les enveloppes fluides et le modèle de glaces, ...). Il était donc approprié d'étudier des problèmes de premier ordre comme les transitions climatiques. Cet état de fait vient de changer.

Les prochaines années seront dévolues à des périodes plus récentes, notamment le Cénozoïque. Cette inflexion s'explique par le développement du GDR CEV (Climat Environnement Vie: les apports du pré-Quaternaire). Le GDR est né en 2013 à l'initiative des modélisateurs des climats anciens en France, sous l'impulsion de Y. Donnadieu en réponse à la dispersion géographique de la communauté des modélisateurs des paléoclimats en France. Nous avons souhaité fédérer nos forces pour : i) permettre le développement d'outils toujours plus performants, et ii) augmenter notre visibilité dans la communauté en étudiant de manière poussée une période et ainsi plus facilement discuter avec "la communauté des données". L'exemple type de cet effort fut l'encadrement de la thèse d'Alexandre Pohl entre 2013 et 2016 par Y. Donnadieu et moi-même. Pendant ces 3 années nous avons pu réfléchir sur des problématiques communes et en parallèle développer des méthodes de couplages (entre modèle atmosphérique et couplé, et entre modèle couplé et modèle de calottes de glace) et/ou l'utilisation de nouveaux outils performants comme le MiTgcm. Fin 2016, les travaux réalisés par Alexandre Pohl lors de sa thèse avaient permis une net avancée dans notre compréhension de l'Ordovicien et de l'ensemble du Paléozoïque inférieur à la fois en terme de processus mais également dans l'explication de données parfois difficilement conciliables.

Le développement de nouveaux outils est une nécessité impérieuse pour permettre l'innovation dans les recherches sur les périodes de temps anciennes. Depuis quelques mois, nous testons un nouvel outil complexe mais très prometteur à savoir le modèle couplé (IPSL-CM5A2 ou paléo-IPSL), modèle issu du couplage entre les différents modèles développés au sein de l'Institut Pierre Simon Laplace (ISPL) qui sont respectivement LMDz (atmosphère), Nemo (océan), Pisces (biogéochimie marine) et Orchidées (sol-végétation). L'intégration de ces outils, couplés de manière synchrone et/ou forcé, nous permet une représentation du climat passé et de ses interactions avec les autres enveloppes nettement plus avancée que par le passé. Dès lors, étudier les périodes anciennes où les données sont trop fragmentaires et les conditions limites mal contraintes n'apparaît plus très opportun.

Afin de maximiser la potentialité de ce modèle, nous nous sommes concentrés sur des périodes plus récentes, et plus particulièrement sur des problèmes "chauds" du Cénozoïque. Ce projet fédérateur à l'échelle du GDR est mené conjointement au projet ERC sur la mousson Asiatique (porté G. Dupont-Nivet, Université de Rennes et Postdam)
Que nous apprennent les données sur l'histoire de la mousson ? L'âge de l'apparition (ou du renforcement) de la mousson en Asie est l'objet de débat depuis les années 90. Kroon et al. (1991) interprète l'augmentation de l'abondance de foraminifères endémiques aux upwellings en mer d'Arabie vers 8 Ma comme une évidence d'un renforcement ou de l'apparition de la mousson. Au nord-est du plateau tibétain, la découverte de dépôts éoliens dans la région de Qinan au nord-est du plateau Tibétain datés de 22 à 25 Ma est interprétée comme le marqueur de la présence d'un climat semi-aride au début du Miocène qui aurait perduré jusqu'à aujourd'hui (Guo et al., 2001 ; Qiang et al., 2011). Pour Guo et al. (2002), ces dépôts éoliens seraient la preuve d'une dynamique atmosphérique analogue à la mousson d'hiver actuelle. Yan et al. (2017) y voit surtout une évidence de la surrection du plateau tibétain et de l'évolution des sources de sédiments éoliens. Caves et al. (2015) interprètent l'absence de variations de $\partial^{18}$O des carbonates pédogéniques au nord du plateau tibétain depuis (56-50Ma) comme la preuve d'un climat uniquement contrôlé par le régime des vents d'ouest (« westerlies ») et indépendant de la mousson ou de l'effet de la surrection du plateau tibétain. Licht et al. (2014) ont montré à l'aide de la signature isotopique de l'oxygène ($\partial^{18}$O) des gastéropodes et des dents de rhinocérotidés (découverts au sein des formations sédimentaires du bloc Birman) que la mousson était présente dès la fin de l'Eocène (~38Ma) sur le sud de l'Asie. Finalement la présence d'une mousson en Inde dès 55 Ma a été proposée par Shukla et al. (2014) à partir de l'analyse de la physionomie de feuilles fossiles du Rajasthan (Inde) situées à l'époque à une latitude inférieure à 10°N.

L'objectif de ce projet en cours et qui constitue une part très importante de la thèse D. Tardif (thèse débutée le 01/10/2017) est d'utiliser un modèle climatique couplé océan-atmosphère-biosphère pour étudier les conséquences des modifications tectoniques sur la circulation atmosphérique et océanique pour 3 périodes clés du Cénozoïque (60Ma, 40Ma et 20Ma). En confrontant les expériences réalisées aux données, nous proposerons un scénario d'évolution de la mousson depuis le début du Cénozoïque. Ce scénario nous permettra de répondre aux questions suivantes: i) Existe t-il une mousson avant la collision Inde-Asie ? ii) Comment varie l'intensité de la mousson en Asie au cours du Cénozoïque en réponse aux changements paléogéographiques ? iii) Quel est l'impact de la transition climatique Eocène-Oligocène (40-34Ma) sur le climat en Asie ? Est ce que les changements paléoclimatiques au cours du Cénozoïque au nord du plateau Tibétain sont-ils un marqueur de la mousson ou bien de l'intensité du flux d'ouest des moyennes latitudes (« westerlies ») ? iv) Comment expliquer les changements de cyclicité observée dans les enregistrements sédimentaires ?
# EXPOSE SYNTHÉTIQUE DES RECHERCHES

## Thème 2: le couplage avec la cryosphère

La Terre est, à ce jour, l'unique planète où trois états climatiques distincts et stables sont connus. Ces 3 états climatiques sont possibles car les 3 états physique de l'eau co-existent à la surface de la Terre. La transition entre ces 3 états se caractérise par la croissance, décroissance ou la disparition de la cryosphère.

On définie la cryosphère comme la glace continentale posée sur les continents (aux hautes latitudes essentiellement et marginalement en altitude). Cette définition restrictive peut être élargie à la banquise (issue de la congélation de l'eau de mer). Ainsi l'extension de la cryosphère est déterminée par l'isotherme 0°C. Pour cette raison, toute modulation de l'effet de serre (voir thème 1) ou bien de l'ensoleillement saisonnier peut induire une transition climatique si l'amplitude est suffisante. Si ce seuil est franchi alors, une fois la perturbation terminée, le système climatique ne retrouve pas son état initial. L'existence de ces points de bascule qui, une fois franchi, ne permettent pas le retour à l'état initial définissent les hystérésis du climat terrestre (Fig. 11).

Ce comportement est liée à la rétro-action de l'albédo des glaces (comme l'ont montré M. Budyoko et W. Sellers à la fin des années 60) qui définit la relation cryosphère-climat comme instable sauf en « 3 points d'équilibre», que l'on appelle les états climatiques. Tout refroidissement est amplifié (et inversement) par le changement d'état de l'eau, son passage à l'état solide accompagnant d'une augmentation nette d'albédo ($α_{ocean} \sim 0.1 < α_{glace} \sim 0.6 < α_{neige} \sim 0.8$). Ainsi la simple diminution de la surface occupée par les glaces entre le Dernier Maximum Glaciaire (DMG, 21 kans : 35 $10^6$ km$^2$) et l'Holocène (10 kans – 1850 après J.C : 14 $10^6$ km$^2$) a généré $Δα \sim 0.02$ (0.33-0.31), soit un réchauffement de 2°C.

$$ 
\begin{aligned}
4\Delta T_s/T_s &= \Delta S/S - \Delta\alpha/(1-\alpha) + \Delta\varepsilon/(1-\varepsilon) \\
4\Delta T_s/T_s &\sim -\Delta\alpha/(1-\alpha) \\
\Delta T_s(\Delta\alpha) &\sim +2\,^{\circ}\text{C}
\end{aligned}
 $$

On a ici intégré l'équation du bilan radiatif de la Terre (équation 4) et introduit l'effet de serre ($\varepsilon$)

<figure><img src="image_19.png" /><figcaption>**Figure 11.**</figcaption></figure>

Hysterésis climatique de la Terre montrant les 3 états stables du climat « libre de glace », partiellement englacé « Présent » et « Terre boule de neige », ainsi que les transitions (instables par définition). $S_0$ représente la constante solaire actuelle, $S/S_0=1$ est donc la période moderne.

Figure extraite et modifiée d'Hoffmann et Schrag 2002.

Cette observation simple a deux conséquences majeures :
- la position latitudinale de l'isotherme 0°C définira l'état climatique stable de la Terre (greenhouse, icehouse ou bien snowball). Ainsi même si l'on calcule l'équilibre climat-carbone (thème 1), cet équilibre n'est à lui seul pas suffisant si l'isotherme 0°C bouge significativement (cas d'un refroidissement/réchauffement important).

- toute transition étant amplifiée par la rétraction de l'albédo de la glace, **la cryosphère constitue un facteur majeur d'instabilité climatique.** Bien trop souvent, la cryosphère est considérée comme invariante (car elle possède un temps caractéristique de réponse longue ~ siècle). Nous verrons ici les limites de cette approche en proposant un couplage climat-cryosphère.

Pour illustrer l'apport de nos travaux sur ce couplage, je présenterai dans un premier temps, une étude illustrant l'importance de la cryosphère sur la sensibilité climatique. La seconde partie traitera de la Terre boule de neige.

# BILAN: Limites de la régulation du système climatique

## I. La sensibilité climatique : cas du refroidissement abrupt de l'Ordovicien

- Article. Pohl, A; Donnadieu, Y; Le Hir, G; Buoncristiani, J-F; Vennin, E; 2014, Effect of the Ordovician paleogeography on the (in) stability of the climate, Climate of the Past, 10, 2053-2066, doi:10.5194/cp-10-2053-2014

- projet INSU (comité SYSTER) : Response of global marine biodiversity to a major climate change: modeling the Ordovician glaciation (445 Ma) with the MITgcm and its marine ecology model Darwin (responsable Pohl, A. 2015)

- thèse Pohl, A., (Soutenance effectuée le 16/11/2016) sujet : *Modélisation des changements climatiques et cryosphériques à l'Ordovicien.*

L'Ordovicien a longtemps été perçu comme une période globalement très chaude, caractérisée par un fort effet de serre, et donc une pCO₂ élevée (Berner, 2006 ; Goddéris et al., 2014 ; Yapp et Poths, 1992). Dans la section précédente (p17-18) les travaux de Nardin et al. (2011) ont démontré que la tectonique était la cause du refroidissement, ce qui implique une baisse lente des températures. Cependant le registre sédimentaire en Afrique du Nord et au Moyen-Orient (e.g., Ghienne et al., 2007 ; Turner et al., 2005), mais aussi en Afrique du Sud et en Amérique du Sud (e.g., Diaz-Martínez et Grahn, 2007 ; Grahn et Caputo, 1992) ont tous montré **un refroidissement brutal à l' Hirnantien (445-444 Ma)**. Une étude détaillée de la stratigraphie a par ailleurs mis en évidence plusieurs phases d'avancées et retraits des glaces au cours de l'Hirnantien (Denis et al., 2007 ; Ghienne et al., 2007), suggérant l'existence de cycles glaciaires-interglaciaires (e.g., Moreau, 2011) semblables à ceux de la glaciation Plio-Pléistocène (e.g., Jouzel et al., 2007).

**Problématique** : Si la baisse progressive du CO₂ (Nardin et al, 2011) semble favorable à la mise en place lente et régulière des calottes de glaces, les données montrent que l'englacement semble avoir été intense et abrupt. Comment expliquer ce paradoxe ?

### 1.1 l'importance du couplage circulation océanique – banquise : la notion de tipping point
Les résultats obtenus par Poussart et al. (1999) et Herrmann et al. (2004a,b) suggèrent un rôle clé de la dynamique océanique dans les changements climatiques ordoviciens, mais cet aspect n'a jamais fait l'objet d'une étude approfondie avec un modèle de circulation générale couplé océan-atmosphère. Nous avons revisité cette question de l'importance de la dynamique océanique ordovicienne sur la chute de la température avec le GCM océan-atmosphère FOAM.

Jusqu'à présent, la majorité des simulations numériques de cette période reposait sur des modèles atmosphériques couplés à des modèles de couche de mélange océanique (ou slab) qui prennent en compte seulement l'effet thermique d'une couche d'eau d'épaisseur avoisinant les 50 mètres. L'influence des courants marins et de la circulation océanique profonde sur le climat est alors représentée par un terme de diffusion de type Loi de Fick avec des raffinements pouvant ou non inclure un coefficient de diffusion variable en fonction de la latitude et de la longitude. Ce type d'approche permet alors de tenir compte de la réponse de l'atmosphère tout en laissant les points océaniques libres de s'ajuster thermiquement. Le coefficient de diffusion est réglé de façon à ce que le transport global par l'océan entre l'équateur et les pôles atteignent un ordre de grandeur similaire au système actuel.

<figure><img src="image_20.png" /><figcaption>**Figure 12:**</figcaption></figure>

Lien CO₂-température durant l'Ordovicien établi à partir de simulations slab et couplée (thèse d'A. Pohl). A gauche, évolution de la température globale annuelle, en pointillé, simulations slab, en trait plein, simulations couplées. A droite, vue du pôle Nord, température de surface de l'océan à 8x et à 6x. En blanc, la mise en place d'une couverture de glace de mer est visible sur la figure en bas à droite. NB : la pCO₂ est exprimée ici en fonction de la pCO₂ pré-industrial (PAL), 1x (1PAL) = 280 ppmv

Les simulations réalisées avec FOAM avec un océan dynamique ou avec une couche de mélange montrent 2 comportements très différents. Lorsqu'une baisse de la teneur en CO₂ atmosphérique est imposée, les simulations réalisées avec un océan dynamique montre un rupture climatique – comportement absent si l'océan est représenté par une couche de mélange (fig. 12 – figure de gauche).
Utilisé avec une simple couche de mélange océanique, le modèle FOAM produit des résultats comparables aux études précédentes (Hermann.. (2004a,b) La température globale décroît linéairement avec la $pCO_2$. La relation $\Delta T / \Delta pCO_2$ (**appelée sensibilité climatique**) avoisine les 3°C par doublement de la $pCO_2$ (² note bas de page). **La relation entre température globale et pCO_2 est clairement non-linéaire lorsque la dynamique océanique est prise en compte.** Cette rupture se traduit par une baisse de la température globale annuelle de plus de 9°C suite à l'englacement de l'océan polaire dans l'hémisphère Nord (fig.10). On observe ainsi deux modes climatiques bien distincts :

i) Pour de fortes concentrations en $CO_2$ (12 PAL à 470 Ma et 8 PAL à 450 Ma), le climat est chaud et il n'y a pas de glace de mer dans l'Hémisphère Nord.

ii) Lorsque la $pCO_2$ est abaissée à 8 PAL et 6 PAL à 470 Ma à 450 Ma respectivement, un point de bascule climatique (« tippingpoint») est franchi. La glace de mer s'étend soudainement jusqu'aux moyennes latitudes dans l'hémisphère nord et le climat se refroidit brutalement (– 9 °C à l'échelle globale à 450 Ma).

Ce refroidissement brutal et intense est causé par l'évolution du transport de chaleur océanique et non par une baisse brutale de $CO_2$. La circulation océanique est influencée par la géométrie des bassins océaniques (Fig. 13). Dans le cas de l'Ordovicien, un hémisphère (le Nord) est quasi-exclusivement océanique, seul le craton Siberia occupe cet hémisphère.

<figure><img src="image_21.png" /></figure>

**Figure 13.** Au début de la période Ordovicienne (470Ma) la circulation aux moyennes latitudes est dominée par des courants vers l'Est (en rouge – cas a) due aux vents de surface dont l'intensité n'est pas limitée par la présence des continents. La force de Coriolis (déflexion d'Ekman) induit dès lors un transport des masses d'eaux froides vers les moyennes latitudes (~ 40°N, en bleu – fig. de droite) et donc un transport de chaleur négatif. Dans ces conditions particulières, l'extension de la glace de mer est facilitée. La remontée du craton Siberie vers la fin de l'Ordovicien (450Ma) réduit le courant de surface vers l'Est, le flux de masse d'eau froide est donc plus faible ce qui rend plus difficile la formation et l'extension de la banquise jusqu'aux moyennes latitudes.

<footnote n="2">2 Dans le cinquième rapport du GIEC, chaque doublement de $CO_2$ s'accompagne d'un accroissement de la température $\Delta T_{2x} \sim 1.5 – 4.5°C$, avec comme maximum 6.5°C.</footnote>
## 1.2 l'importance de la tectonique dans la sensibilité climatique

La migration vers le Nord du continent Siberie induit une réorganisation de la circulation océanique au cours de l'Ordovicien. En réduisant l'intensité des courants d'Est, et donc le transport d'eau froide vers l'équateur, il devient plus difficile d'atteindre l'instabilité climatique à la fin de l'Ordovicien (450 Ma) qu'au milieu de l'Ordovicien (470 Ma). Cette instabilité climatique est franchie entre 12 PAL et 8 PAL à 470 Ma, alors qu'elle survient entre 8 PAL et 6 PAL à 450 Ma. en raison de l'anomalie du transport de chaleur vers le Nord.

Si la configuration à 470Ma est très favorable à l'installation de glace, la $pCO_2$ de cette époque était sans doute trop haute pour permettre la mise en place de banquise. Avec la réduction de la $pCO_2$ durant l'Ordovicien, ce seuil d'englacement fût probablement atteint. Cependant la configuration étant moins favorable il fallut une baisse de $CO_2$ plus marquée pour atteindre ce seuil. Dès ce seuil atteint, un point de bascule est franchi – *tipping point* - la banquise s'étend alors très rapidement jusqu'à 40°N.

Les reconstructions continentales de Blakey (2016) indiquent que cette migration du continent Siberie se poursuit au Silurien. Un test de sensibilité à la présence de masses continentales aux hautes latitudes de l'Hémisphère Nord au Silurien (Wenlock, 430 Ma) confirme les résultats observés sur les configurations de 470 et 450Ma. La remontée de Siberia aux moyennes latitudes bloque complètement le courant océanique transportant les eaux froides aux moyennes latitudes. Ainsi même en baissant fortement la $pCO_2$ (4PAL) - *le tipping point (point de bascule) n'est pas atteint* - la Terre demeure dans un mode chaud (fig. 14).

<figure><img src="image_22.png" /></figure>

**Figure 14.** Projections orthographiques des températures océaniques de surface simulées en moyenne annuelle. Les résultats ont été obtenus à 4 PAL, avec (A) : la paléogéographie de Blakey (2016) ; (B) : la paléogéographie de Blakey (2016), dans laquelle les masses continentales situées au-delà de 40° N ont été tronquées (cercle rouge). Une palette de couleurs allant du blanc au bleu indique l'extension de la glace de mer permanente, définie comme l'ensemble des points de grille dont au moins 80 % de la surface sont occupés par la banquise au cours de l'année. Les continents sont représentés en noir.
## Conclusion

Ces deux études montrent que l'évolution de la configuration continentale au Paléozoïque inférieur induit une baisse de la pCO₂. Cette baisse de CO₂ semble de prime abord insuffisante pour expliquer la glaciation. Cependant la configuration paléogéographique très singulière durant l'Ordovicien est susceptible d'induire une instabilité climatique. En effet la présence d'un hémisphère quasi-exclusivement océanique favorise la sensibilité du climat - l'absence de masses continentales induit une dynamique océanique très zonale, avec un minimum de transport de chaleur océanique aux moyennes latitudes. Le passage d'un mode climatique chaud à froid suite à une légère réduction de CO₂ est un mécanisme climatique robuste, confirmé par des expériences menées avec un GCM océanique performant : le MITgcm. En plus d'expliquer l'entrée en glaciation, cette instabilité climatique fournit une explication aux données géochimiques qui révèlent une chute des SST (Températures de Surface Océanique) tropicales de 7°C durant l'Hirnantien (445-444 Ma)

# II. Une Terre entièrement couverte de glace et dynamique ... oui c'est possible !

## 2.1 Qu'appelle t-on une Terre entièrement englacée (Snowball Earth) ?

L'idée d'une glaciation globale n'est pas nouvelle. Dès les années 60, le géologue anglais Brian Walter Harland (1917-2004) postula l'existence d'une grande glaciation à la fin du précambrien (>542Ma). Il dénomma cet événement « the great-infra cambrian glaciation » (Harland, 1964). Si l'absence de datations radiochronologiques priva B.W Harland de reconnaître la synchronicité des dépôts glaciaires qu'il observait, ses mesures paléomagnétiques, plaçant ces sédiments glaciaires à de faibles latitudes, lui permit de découvrir leur caractère tropical.

Cependant au même moment Mikhail Budyko (1969), climatologue soviétique, travaillant sur les conséquences climatiques d'un conflit nucléaire généralisé, entre les blocs de l'Est et de l'Ouest, rendit les constations de B.W Harland inaudibles. A l'aide d'un des premiers modèles numériques de climat, M. Budyko démontra qu'un refroidissement suffisamment intense (un hiver nucléaire par exemple) qui entraînerait l'extension de la banquise (et/ou de la neige) au-delà de 30° de latitude devait, dès ce seuil franchit, enclencher un refroidissement irréversible de la Terre conduisant à un englacement total de sa surface. Le principe est simple. La zone entre les tropiques est la zone terrestre qui reçoit la plus grande part du rayonnement solaire incident. Si des surfaces blanches (banquise, neige, ...) situées dans les tropiques réfléchissent la majorité du rayonnement, alors tout réchauffement de la planète devient impossible. Une fois ce seuil franchi (tipping-point), débute une spirale de refroidissement aboutissant à un englacement total du globe terrestre. En l'absence de scénario permettant d'expliquer la sortie de ce stade glaciaire généralisé, l'idée de B.W. Harland resta marginalisée.

Il fallu attendre la fin des années 80 pour voir ressurgir l'idée d'une glaciation globale. Cette mise au goût du jour de l'idée d'une glaciation globale est l'œuvre de J. Kirschvink, qui proposa pour la première fois un scénario vraisemblable. En 1987, J. Kirschvink expliqua l'initiation de la glaciation globale par la dislocation du super-continent Rodinia (800-750Ma). Cette fragmentation généra une situation inédite où la grande majorité des cratons issus de Rodinia se concentrèrent aux basses latitudes. Ces surfaces continentales ayant un albédo plus élevé que les océans (~0.3 et ~0.1 respectivement), cette situation singulière aurait initié un refroidissement amplifié par la rétroaction
de l'albedo des glaces. L'énigme de la sortie de glaciation fut également amenée par J. Kirschvink sur la base de l'idée de J.C.G. Walker (1981). Une fois la Terre entièrement englacée, son albédo est si élevé que les températures de l'air sont en permanence négatives ($T_{\text{air}} < -50^{\circ}\text{C}$) rendant la présence d'eau liquide en surface impossible. Dans ces conditions le cycle du carbone est déstabilisé car l'altération des silicates devient inopérante. En l'absence de puits de carbone, la lente accumulation du CO₂ volcanique génère un puissant effet de serre qui conduit, à terme, à une fonte brutale et irréversible des glaces. Se basant sur le taux de dégazage actuel des volcans, J. Kirschvink estima que plusieurs millions d'années seraient nécessaires pour accumuler le CO₂ nécessaire à la déglaciation (~0.1bar de CO₂, soit plus de 250 fois la concentration actuelle de dioxyde de carbone atmosphérique).

Cette hypothèse radicalement innovante, présentée devant une assemblée réduite de chercheurs en 1987 (Proterozoic Paleobiology Research Group organisé par Bill Schopf – Université de Californie), cristallisa le concept de glaciation globale de la Terre sous le terme de "snowball Earth" ou Terre boule de neige. Cette hypothèse demeurait fragile car encore trop peu contrainte, mais avait l'avantage d'être facilement vérifiable tant les conséquences devaient être importantes ; à savoir (1) la présence de formations glaciaires synchrones et abondantes, (2) la déstabilisation majeure du cycle du carbone, (3) un océan à la chimie très différente car isolé de l'atmosphère (O₂) et non perturbé chimiquement par les flux continentaux.

Pour vérifier les conséquences découlant de l'hypothèse de la Terre boule de neige, P. Hoffman passa 6 ans à étudier les terrains de Namibie avec son étudiant Galen Halverson. Le choix de cette région n'est pas lié au hasard. Ex-colonie allemande puis protectorat de l'Afrique du Sud, la Namibie devint indépendant en 1990. Dans les années 90, la Namibie offrait donc à la fois des affleurements exceptionnels du fait de l'aridité du climat mais aussi une relative sécurité pour mener à bien les études de terrain.

D'observations dispersées, toutes critiquables prises indépendamment, P. Hoffman fonda son raisonnement sur l'aspect fédérateur de l'hypothèse de la Terre boule de neige pour expliquer la singularité des enregistrements géologiques de la fin du Néoprotérozoïque (1000-542Ma) :

i) Les occurrences des dépôts glaciaires permirent de distinguer deux événements glaciaires globaux : la glaciation Sturtienne (718-660Ma) et la Marinoenne (650-636Ma). (Fig. 15)

ii) La présence de carbonates (ou cap-carbonates) surmontant les dépôts glaciaires, qui tracent la reprise de l'altération intense des continents consécutive à la déglaciation.

iii) Des valeurs de $\delta^{13}C_{\text{carbonates}}$ à 5‰ mesurées dans les dépôts post-glaciaires, soit la valeur mantellique, signe de la quasi-absence de biomasse en sortie de glaciation.

iv) Le retour des Banded Iron Formations (BIFs), preuve que l'océan était redevenu, pour un temps, anoxique suite à la formation d'une épaisse couche de banquise bloquant les échanges entre l'océan et l'atmosphère (le principal réservoir d'O₂). Selon ce scénario, les BIFs se seraient formés lors de la déglaciation, lorsque les échanges entre l'océan (anoxique) et l'atmosphère (riche en d'O₂) seraient devenus à nouveau possibles suite à la fonte de la banquise. Cependant certains niveaux de fer rubanés sont recouverts de plus de 600m de dépôts glaciaires, laissant penser que des zones libres de glaces ont très certainement existé épisodiquement pendant la glaciation.

L'ensemble des observations apportées par P. Hoffman (1998), toutes explicables par une seule et même cause, confirma l'hypothèse énoncée par J. Kirschvink. Ce long travail trouva un écho important dans la communauté scientifique mais aussi plus largement dans le grand public (documentaire de la BBC sur ce sujet en 2001, document qui déclencha mon intérêt pour ce sujet).
<figure><img src="image_23.png" /></figure>

**Figure 15.** la période du *Cryogenien* inclue les 2 épisodes de Terre boule de neige (Sturtien et Marinoen). A noter que l'abondance des dépôts glaciaires entre 717-636Ma a conduit à dénommer cette période le Cryogenien (cryos signifiant froid en grecque ancien).

Cependant plusieurs questions restaient sans réponse. La survie des organismes demeure la plus controversée et discutée. Les producteurs primaires des zones polaires actuelles nous montrent que la biosphère est très tolérante aux basses températures, et que la photosynthèse se maintient sous des épaisseurs modérées de banquise (<5m). Donc la question de la survie de la biosphère lors d'une glaciation globale revient à déterminer l'épaisseur de la banquise et son extension. Ce point n'est toujours pas solutionné à cette heure !

*Le second point concernait l'incohérence apparente entre l'activité glaciaire et la théorie de la Terre boule de neige. Ce point fût le fer de lance de la contreverse initiée dans les années 2000 avec comme point d'orgue la conférence d'Ascona en 2006 (Suisse). 10 ans plus tard ce point fut enfin résolu (étude présentée ci-après).*

## 2.2 De l'importance du couplage climat-calotte dans les climats froids

### 2.2.1 Problématique

Nos connaissances du système climatique, acquises dans les années 60 par l'étude de l'hiver *nucléaire* (guerre froide), permettent d'affirmer que la présence de glaces aux tropiques implique une glaciation globale. Dans ces conditions, le cycle hydrologique est supposé inopérant et les processus sédimentaires très limités.

Paradoxalement cette vision figée d'une Terre entièrement gelée ne correspond pas aux traces géologiques laissées par la glaciation, une sédimentation très variée, tant spatialement que temporellement. Les dépôts glaciaires montrent, sans équivoque possible, des avancées et des reculs répétés des glaciers continentaux, suggérant un cycle hydrologique actif alors que l'arrêt de l'altération chimique des silicates suppose un cycle hydrologique en sommeil.
Ainsi la formation de Wilsonbreen (Svalbard) d'âge Marinoen (650-635Ma) révèle une succession sédimentaire caractéristique d'un environnement glaciaire où s'intercalent régulièrement des niveaux typiques d'environnements lacustres et fluviatiles suggérant la présence d'eau libre associée à des épisodes de réchauffement au cours de la glaciation globale (Benn et al. 2015). Ces variations environnementales sont supposées être causées par des avancées/retraits successifs des glaces à la manière des cycles glaciaires-interglaciaires du Quaternaire. En association à ces observations sédimentologiques, des valeurs très négatives de $\Delta^{17}O$ sont également mesurées dans les carbonates. Ce proxy suggère donc une $pCO_2$ atmosphérique élevée et constante (entre 35 et 350 fois la valeur de $CO_2$ actuelle, soit entre 9 et 100mbar de $pCO_2$) durant la période de dépôt.

*Cette inadéquation, entre théorie et observations sédimentaires, fût souvent évoquée comme preuve de l'impossible existence d'épisodes de glaciation globale.*

### 2.2.2 Une Terre froide mais dynamique à sa surface !

- Article : Benn D. Le Hir G., Bao H., Donnadieu Y, Dumas C., Fleming E.J., Hambrey M., McMillan E., Petronis M., Ramstein G., Stevenson C., Wynn P., Fairchild I. *Orbitally forced ice sheet fluctuations during the Marinoan Snowball Earth glaciations*. Nature Geoscience, vol.8, p704-707,2015, doi:10.1038/ngeo2502

Dans cette étude, nous avons démontré que ces observations de terrain sont en réalité entièrement compatibles avec la théorie de la Terre boule de neige. Ce résultat, basé sur l'étude de la formation glaciaire de Wilsonbreen, est le résultat d'une collaboration internationale initiée par D. Benn et I. Fairchild, associant sédimentologues, géochimistes mais aussi une équipe française de modélisation du climat, dont j'étais responsable.

Comment expliquer ces observations ? La grande difficulté de cet exercice est que le climat d'une Terre blanche est désespérément stable. Globalement l'albédo de surface, très élevé, contrôle la température, qui ne fait que lentement s'accroître sous l'influence de la lente accumulation (>1Ma) du $CO_2$. Dans ces conditions, nous avons testé le seul facteur agissant à des échelles suffisamment courtes pour expliquer les traces sédimentaires, à savoir les paramètres orbitaux (temps caractéristiques : de 10 à 100 kans). A ces échelles de temps, considérer la cryosphère comme invariante n'est pas correcte. Nous avons donc développé un couplage entre un modèle de climat (LMDz, Hourdin et al. 2006) et un modèle de glace (GRISLI, Ritz et al. 2001). *L'originalité de ce couplage est d'être synchrone*, cad que si la glace se forme, alors le climat est recalculé en fonction de ce nouveau glacier (effets d'albédo, topographie, ...). *L'avantage de cette approche réside dans sa prise en compte de la rétroaction climat-cryosphère* (c'est à dire la prise en compte des effets du climat sur la cryosphère et inversement 3).

La modélisation en 3D des interactions climat-dynamique des glaces révèlent que, sur une Terre entièrement gelée et en présence d'une importante quantité de $CO_2$ dans l'atmosphère, les tropiques deviennent sensibles à une saisonnalité plus marquée causée par de faibles variations d'ensoleillement. Dans ces conditions, les températures diurnes sont proches de l'isotherme 0°C durant l'été et le cycle hydrologique devient suffisamment réactif aux basses latitudes pour que le forçage orbital induit par le couple excentricité/précession permette la fonte des glaciers dans la zone de maximum d'insolation. Ainsi à la différence de la recherche du climat global d'équilibre (approche climat-carbone – thème 1), ici nous explorons l'importance des échelles courtes (< année, cad les effets saisonniers) dans les hystérésis du climat.

<footnote n="3">3 Toute les études précédentes (même sur le Cénozoïque) ne considèrent pas ces interactions. Le plus souvent si les conditions climatiques font qu'un glacier se forme alors ce dernier n'affecte pas le climat en retour.</footnote>
Dans le détail, pour l'hémisphère où l'été intervient à l'aphélie (distance Terre-Soleil la plus grande - le 4 Juillet actuellement), l'insolation estivale – minimale dans cette configuration orbitale - favorise la croissance des glaciers du fait d'une ablation moins intense (figure 16). A l'opposé pour l'hémisphère où l'été intervient au périhélie (le 3 janvier actuellement), l'insolation estivale - plus forte - favorise la fonte des glaciers du fait d'une ablation plus intense que l'accumulation. A noter que cet effet est très similaire au processus avancé par M. Milankovitch dans sa théorie astronomique des climats, où l'ablation estivale est le principal facteur de l'évolution à la baisse/hausse du bilan de masse des glaciers. Toutefois à l'inverse des cycles glaciaires/interglaciaires du Quaternaire, où l'isotherme 0°C se situe entre les moyennes et les hautes latitudes, ici cette limite oscille dans la zone tropicale au gré de l'insolation maximale. Notre étude démontre donc que les avancées/retraits des glaciers continentaux sont en réalité une conséquence attendue de la Terre boule de neige et non une anomalie de la théorie.

En résumé, cette étude a permis de dresser un scénario plus nuancé de la Terre boule de neige. Si la pCO₂ atmosphérique est trop faible (<35 fois la valeur de CO₂ actuelle, ~0,01bar), ses successions d'avancées/retraits des glaciers tropicaux ne peuvent pas se dérouler car la température de l'air est trop basse et l'ablation estivale demeure négligeable. A contrario lorsque la pCO₂ atmosphérique atteint de très hautes valeurs (> 170 fois la valeur de CO₂ actuelle, ~0,05bar), le faible albédo des zones déglacées empêche toute nouvelle accumulation de neige pérenne, la déglaciation de la calotte continentale devient irréversible. Entre ces deux limites, la Terre boule de se situe dans une zone transitionnelle (Goldilocks<fnref n="4" /> zone), les zones soumises au maximum d'insolation deviennent trop chaudes pour rester gelées (recul des glaciers) mais redeviennent à nouveau froides lors du minimum d'insolation pour permettre à la glace de se former (avancée des glaciers). Les valeurs de pCO₂ nous indiquent que cette période de transition n'existe que vers la fin de la période glaciaire du fait de la lente accumulation du CO₂ volcanique.

<figure><img src="image_24.png" /></figure>

**Figure 16.** variation de l'épaisseur de glace continentale causée par le forçage orbital en 10kans (soit la 1/2 période de précession) pour une pCO₂ atmosphérique de 20mbars et une excentricité de 0,06. Le trait noir délimite le contour du supercontinent Rodinia. Les zones marron indiquent les zones continentales libres de glace. Les mesures paléomagnétiques placent le craton du Svalbard en zone tropicale vers ~20°S.

Ce résultat nous indique également qu'une Terre entièrement gelée n'est pas un système figé et les conditions environnementales, bien que très rudes, ne sont pas aussi extrêmes qu'envisagées. Mais surtout en dessinant un visage plus « clément » de la Terre boule de neige (du moins lors de la période chaude - cad la période où le CO₂ est déjà accumulé), cet état climatique apparaît moins singulier.

<footnote n="4">4 en référence à l'histoire de boucle d'or et des 3 ours</footnote>
En effet, une Terre entièrement gelée est une Terre où les flux continents-océans sont coupés et où la seule régulation du cycle du carbone est l'interaction océan-lithosphère (altération des basaltes océaniques – Le Hir et al. 2009) ce qui diffère des stades climatiques standards (greenhouse et icehouse). De l'existence de ces surfaces équatoriales libres de glaces, découlent des échanges océans/continents permettant une régulation continentale du cycle du carbone – suggérant donc une régulation minimum du climat. Il devient possible d'en étudier les limites minimales et d'en extrapoler les conséquences. La section suivante présente les effets directs de la survivance des interactions climat-cycle du carbone-cryosphère.

PERSPECTIVE

III. 60Ma dans un état glaciaire généralisé, est-ce possible ?

La durée des glaciations du type terre boule de neige est un élément déterminant car seules des glaciations prolongées peuvent expliquer la réapparition des niveaux de fer rubanés après 1Ga d'absence, la présence de carbonates dans la continuité immédiate des dépôts glaciaires et l'anomalie négative de δ¹³C de ces mêmes carbonates.

En 1998, Hoffman et collaborateurs estimèrent, sur la base d'un modèle thermique de subsidence, que l'excursion du δ¹³C indiquait une durée de glaciation ~9Ma (Hoffman et al., 1998). En 1999, Jacobsen et Kaufman évaluèrent, sur la base du temps de résidence du ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr enregistré dans les carbonates pré et post glaciaires, que les glaciations étaient très courtes - entre 0,35 et 1Ma. Cependant, ils négligèrent un processus très influent, à savoir la source de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr fournie par la possible dissolution des carbonates durant la glaciation. Entre 1999 et 2005, de nombreuses datations radiochronologiques U-Pb sur les zircons ont permis d'affiner la durée des glaciations Néoprotérozoïque. Zhou et al. (2004) et Condon et al. (2005) ont ainsi borné la durée maximale de la glaciation Marinoenne à 33Ma (entre 635 +/- 1Ma et 663 +/- 5Ma). En 2005, une avancée majeure est venue de l'étude des platinoïdes extraterrestres contenus à la limite dépôts glaciaires/carbonates post-glaciaires du Craton Congolais (Bodiselitsch et al., 2005). Une forte anomalie en Iridium (Ir) y fût détectée. La répétition de ces anomalies d'Ir, en l'absence d'astroblèmes, suggéra que l'origine de cet enrichissement était la présence d'une banquise sur laquelle se serait accumulée la poussière extraterrestre pendant des millions d'années. Cet argument implique que la durée d'accumulation de l'Ir égale la durée de la glaciation. Sur la base du flux moyen des 80 derniers millions d'années, ils estimèrent la durée d'accumulation d'Ir à 12Ma +/- 4Ma. L'incertitude sur le flux cosmique élargit la barre d'erreur entre 3 et 40Ma.

Jusqu'en 2012, la durée de ces deux épisodes glaciaires demeurait donc peu contrainte ~ 10Ma avec une forte incertitude (0,35 à 30Ma). Puis, en 2013, un apport important fut donné par Rooney et collaborateurs qui, en datant les multiples niveaux glaciaires (ou associés) par la méthode U/Pb sur zircons, ont estimé la durée de la glaciation Sturtienne à ~ 60Ma (732.9 – 662.4 +/- 3.9Ma). Sur la base de ces résultats, il faut donc supposer que les événements glaciaires globaux sont extrêmement longs, leur durée pouvant atteindre la durée du Cénozoïque !
Cependant supposer de telles durées pour des événements glaciaires globaux a de nombreuses répercussions. En effet la pCO₂ associée à la fonte de la Terre boule de neige est directement dépendante de la durée de la glaciation. A terme, la lente accumulation du CO₂ volcanique génère un très puissant effet de serre qui conduit à une fonte brutale et irréversible des glaces de l'équateur aux pôles. En 2004, R. Pierrehumbert estima la valeur de CO₂ nécessaire pour enclencher la déglaciation à 290 mb (~1000 fois la pCO₂ pré-industrielle). Le dégazage volcanique aérien avoisinant ~5.4 10¹² mol CO₂/an (Williams et al., 1992), 10Ma d'années seraient nécessaires pour atteindre le seuil de 290 mb si l'atmosphère était complètement isolée de l'océan. En 2008, Le Hir et al, ont démontré qu'en réalité une très faible surface (<3000km²) entre l'océan et l'atmosphère suffisait pour assurer une dissolution efficace des gaz atmosphériques dans l'océan. Dans ces conditions, plus de 30Ma seraient nécessaires pour atteindre les 290 mb de CO₂. Cette très bonne concordance entre la durée des glaciations estimée par les mesures radiochronologiques et le comportement du cycle du carbone est restée valable jusqu'en 2015.

L'incohérence entre ces deux conclusions émergea en 2015, lorsque Benn et co-auteurs précisèrent le mécanisme de la déglaciation. Ils montrèrent que la déglaciation débutait à des niveaux de CO₂ bien plus faibles (5-10 fois moindre, ~0,02-0,05bar). Plus surprenant encore, la déglaciation des continents débutait sans doute progressivement pour s'accélérer. Ce résultat pose un problème majeur car une pCO₂ de 50mbars comme seuil de déglaciation serait atteinte en 3Ma, 5 à 10 fois moins que la durée estimée par la géochronologie ! Pire la seconde glaciation globale, la glaciation Marinoenne semble bien plus courte (<10Ma).

Ces résultats soulèvent une question essentielle : (1) *Est-il possible de maintenir la Terre dans un état glaciaire aussi longtemps (>60Ma) et si oui sous quelles conditions ?* Résoudre cette question permettra également de déterminer *comment se déroule la déglaciation* et la vitesse de cet événement. (2) *Comment ces deux événements en apparence identique (glaciation Sturtienne et Marinoenne) peuvent-ils avoir des durées si différentes ?* (3) La réponse à ces points nous permettra également de déterminer *quelles sont les contraintes environnementales* induites par les glaciations prolongées et donc celles de la déglaciation (voir perspectives p54).

## Stratégie

La première étape de ce projet consiste à simuler le cycle du carbone durant la phase glaciaire. Mais contrairement aux autres études qui supposait une altération à l'arrêt, le but de cette étape consiste à modéliser explicitement le cycle du carbone synglaciaire. Répondre à ce problème nécessite le développement de multiples couplages entre différents types de modèles : un modèle de climat couplé à une modèle de calotte de glace (à la manière de Benn et al. 2015) qui serait couplé à un modèle d'altération chimique des sols. La matrice de résultats du couplage de ces 3 modèles servirait à forcer un modèle de cycle du carbone dans lequel l'altération des silicates de la lithosphère océanique est explicitement implémentée. A l'heure actuelle, le modèle de glace (GRISLI, Riss et al, 2001), du cycle du carbone (COMBINE, Goddéris et Joachimski, 2004) et d'altération chimique des sols (WITCH, Goddéris et al, 2006) existent, et deux couplages sur les trois nécessaires ont été réalisés (Le Hir et al. 2009). Reste comme actuelle incertitude le modèle de climat 3D qui permettra de simuler, avec le plus de degré de liberté possible, le climat glaciaire. Le meilleur prétendant à cette fonction est le modèle LMDz (Hourdin et al, 2006), modèle ayant l'avantage d'avoir une physique et une dynamique de l'atmosphère d'une grande qualité, tout en offrant la possibilité de représenter l'océan par une couche de mélange océanique incluant le transport d'Ekman. Cette version développée par F. Codron (Pr. au LOCEAN) est actuellement en cours d'installation sur le calculateur national (IRENE, http://www.genci.fr/fr).
Une fois cette première étape franchie, il sera possible de calculer l'évolution de la pCO₂ atmosphérique durant la phase glaciaire ainsi que la chimie de l'océan. Si les sources ne varient pas, ce flux d'altération glaciaire peut être également contrait par le rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr publié par Jacobsen et Kaufman (1999). Il sera dés lors possible de proposer une relation durée de glaciation versus le seuil de déglaciation en CO₂.

En parallèle de ce volet purement modélisation, je souhaite également intégrer une application géochimique afin de rendre l'utilisation du signal de Δ¹⁷O plus performant comme proxy de la paléopCO₂. A l'heure actuelle, la principale incertitude de ce proxy pour ces périodes réside dans les valeurs de Δ¹⁷O et dans la difficulté de contraindre la droite de régression entre le δ¹⁸O et le Δ¹⁷O. Actuellement le Δ¹⁷O reste difficilement exploitable car l'utilisation du signal en δ¹⁸O des calottes actuelles n'est pas transposable aux calottes équatoriales de la Terre boule de neige. Par exemple, le signal en Δ¹⁷O mesuré dans les carbonates péri-glaciaires de la formation de Wilsonbreen (Svalbard) est compatible avec une paléo-pCO₂ allant de 35 et 350 fois la pCO₂ actuelle.

Ce problème est en passe d'être résolu en simulant les valeurs le rapport ¹⁸O/¹⁶O des inlandsis formés aux basses latitudes et dans des volumes d'une ampleur non connue sur le Phanérozoïque. Ces simulations seront réalisées avec une version de LMDz intégrant les isotopes de l'oxygène, simulations qui auront pour but de contraindre le δ¹⁸O des calottes, et donc des eaux de fontes issues des glaciers, valeurs nécessaires pour contraindre le cycle isotopique de l'oxygène et donc la paléo-pCO₂.
# EXPOSE SYNTHÉTIQUE DES RECHERCHES :

## THÈME 3: De L'importance d'une régulation biologique

Le passage du 18ème au 19ème siècle marqua un tournant dans l'histoire des Sciences Naturelles. La naissance de la collecte scientifique minutieuse à l'échelle mondiale à travers des explorations devenues célèbres (Von Humbolt, D'Orbigny, Wallace, Darwin) permirent, en quelques décennies, l'élaboration de théories scientifiques majeures (la théorie de l'évolution notamment). Parmi ces grands scientifiques, nous devons à Alcide d'Orbigny (1802-1857), élève de G. Cuvier (1769-1832), d'étudier aujourd'hui encore l'histoire de la Terre à travers l'histoire du Vivant. Grand naturaliste, D'Orbigny signa l'acte de naissance de la biostratigraphie. De part son exceptionnelle connaissance de l'anatomie comparée et influencé par la théorie du catastrophisme de son mentor G. Cuvier, d'Orbigny délimita chaque tranche de temps géologique (ou étage défini par un stratotype) comme la co-existence d'espèces (ou faune fossile), chaque période débutant par la disparition de la faune précédente lors d'une catastrophe.

Suivant cette approche, Sepkovski (1978) caractérisa à l'aide des fossiles d'invertébrés marins, les plus grandes ruptures de diversité, connues comme les « Big Five » : crise fini-Ordovicien (443Ma), Frasnien-Famennien (372Ma), Permo-Trias (252Ma), Trias-Jurassique (200Ma) et Crétacé-Paléogène (66Ma). Paradoxalement si nos connaissances des faunes passées (paléontologie ou paléobiologie) se sont considérablement accrues (Sepkovski 1978, 1979, 1984, Raup and Sepkovski 1982, http://paleodb.org), notre compréhension des interactions entre la biodiversité et l'environnement reste très rudimentaire. Aujourd'hui encore, lorsque nous étudions l'enregistrement paléontologique, bien souvent seul l'impact d'une perturbation environnementale est considéré et la plupart du temps via des corrélations directes.

L'objectif de cette partie est de montrer que la biosphère ne répond pas « passivement » aux perturbations. En effet, cette vision issue d'une approche focalisée sur la biodiversité oublie la composante biomasse de la biosphère. Ainsi une part importante de ce travail, débutée voilà 6 années, est d'introduire la totalité de la biosphère (biomasse + biodiversité) dans cette « équation ». Sans verser dans la théorie de Gaia (Lovelock et Margulis 1974), cette partie - encore très exploratoire - s'attachera à exprimer les relations complexes de la biosphère avec son environnement.

L'intégration de la biosphère dans les modèles n'a pas débuté nos travaux. En effet les organismes étant un stock transitoire de carbone organique, toute modulation rapide de ce stock modifie les équilibres inorganiques présentés dans les sections 1 et 2. De ce fait la biosphère a été très tôt intégrée dans les modèles biogéochimiques mais de manière rudimentaire. Afin de bien illustrer l'apport de ces travaux, voici une rapide présentation des simplifications utilisées jusqu'à présent.
## I. Comment les modèles intègrent-ils la biosphère ?

Le carbone actuel étant à plus de 98% contenu dans l'océan, les modèles qui calculent les cycles biogéochimiques à long terme n'intègrent pas la biosphère continentale. Le déséquilibre du stock de carbone océanique face au contenu en carbone de l'atmosphère implique que la $pCO_2$ soit directement dépendante de l'équilibre chimique océan/atmosphère (fig. 17). Le temps de résidence du carbone dans l'atmosphère, via ses échanges avec l'océan, étant très bref (~8,5 ans), les teneurs en carbone atmosphérique et océanique sont nécessairement contrôlées par un mécanisme extrêmement efficace sans quoi l'habitabilité de la Terre ne pourrait être maintenue.

<figure><img src="image_25.png" /><figcaption>**Figure 17.** En noir les flux et stocks naturels de carbone, en rouge ceux liés aux activités humaines. Temps caractéristique des échanges océan/atmosphère pour l'atmosphère (pré-anthropocène = 567/70 ~8.5ans) Source : rapport du GIEC (https://www.ipcc.ch/publications_and_data/ar4/wg1/en/ch7s7-3.html)</figcaption></figure>

En 1981, Walker et collaborateurs (voir partie 1) ont démontré que l'altération chimique des silicates était le mécanisme de rétro-contrôle, processus inféodé au climat par sa dépendance à la température et au ruissellement, donc in fine à l'effet de serre et donc à la teneur de $CO_2$. Ce processus est lui-même modulé par la tectonique (Goddéris et al. 2014), la lithologie (Dessert et al. 2003) et le couvert végétal (Berner 2004). Mais cette régulation ne peut pas être exclusivement inorganique car 25 à 30 % du carbone émis par les volcans est substitué (fig.17) sous forme de carbone organique (Berner, 2004; Katz et al., 2005) par la biosphère.
Le mécanisme qui « substitue » le carbone sous forme organique (cad un carbone réduit par l'action biologique ou C<sub>org</sub>) est l'enfouissement de la matière organique sur les fonds océaniques (côtier comme profond). La quantité de C<sub>org</sub> ainsi préservée dépend de la combinaison entre la productivité primaire (à 95 % issu de la photosynthèse oxygénique) et de l'efficacité de l'enfouissement du C<sub>org</sub>. L'équation bilan résumant ces effets (fig. 18) montre que la préservation de la matière organique est à la fois une source de O<sub>2</sub> et un puits de CO<sub>2</sub>.

$$C_{\text{org}} + \text{O}_2 \rightarrow \text{CO}_2 + \text{H}_2\text{O} + \text{énergie} \quad (\text{oxydation de la matière organique ou } C_{\text{org}})$$

<figure><img src="image_26.png" /><figcaption>Figure 18</figcaption></figure>

gauche : dispersion des valeurs du $\delta^{13}C_{\text{carbonates}}$ et $\delta^{13}C_{\text{org}}$ mesurés depuis 3.5Ga. (Krissansen-Totten et al., 2015),
droite : dispersion du $\delta^{13}C_{\text{org}}$ des différents réservoirs (Ueno et al. 2004)

$$\delta^{13}C = \left( \frac{\left( \frac{^{13}\text{C}}{^{12}\text{C}} \right)_{\text{sample}} - \left( \frac{^{13}\text{C}}{^{12}\text{C}} \right)_{\text{standard}}}{\left( \frac{^{13}\text{C}}{^{12}\text{C}} \right)_{\text{standard}}} \right) \times 1000$$

standard PDB : rostre béleminte (en CaCO<sub>3</sub>) de la formation Pee Dee du Crétacé
Rapport $^{13}C / ^{12}C$ du standard PDB = 0.011238
$^{12}C$ = 98.885 %; $^{13}C$ = 1.1024 %; $^{14}C$ = $10^{-10}$ %

$$\delta^{13}C_{\text{volc}} = \delta^{13}C_{\text{carbonates}}(1-f) + \delta^{13}C_{\text{org}}(f) \quad (\text{équation du bilan de masse isotopique})$$

En supposant que l'unique source de carbone est le volcanisme ($\delta^{13}C_{\text{volc}}$ = -5‰) et que le puits organique de carbone a un $\delta^{13}C_{\text{org}}$ = -25‰, alors l'inversion du signal du $\delta^{13}C_{\text{carbonates}}$ indique la valeur de f. Ainsi si $\delta^{13}C_{\text{carbonates}}$ = 0 ‰, alors $f$=0.2 (cad que 20 % du carbone émis par les volcans est substitué par l'enfouissement du C<sub>org</sub>)

Plus intéressant, en mesurant le $\delta^{13}C$ des carbonates océaniques il devient possible de connaître le ratio de carbone consommé par l'enfouissement du C<sub>org</sub> / altération des silicates grâce au bilan de masse isotopique du carbone. En effet, en inversant le $\delta^{13}C_{\text{carbonates}}$, il est théoriquement possible d'estimer f, et donc le flux de CO<sub>2</sub> émis et d'O<sub>2</sub> consommé par le cycle organique du carbone.

Ce formalisme fut utilisé par Kump (1991) pour comprendre l'océan Strangelove de la limite K-Pg (66Ma). L'océan de cette période présente une absence de gradient du $\delta^{13}C_{\text{carbonates}}$ entre les zones pélagique et benthique, homogénéisation isotopique supposée due à une production primaire quasi-nulle. La très bonne corrélation entre le $\delta^{13}C_{\text{carbonates}}$ modélisé et celui mesuré (fig. 19) suggère que **du point de vue géochimique, réduire la biosphère à sa biomasse semble correcte.**
Cette approche est celle privilégiée dans le modèle GEOCARB développé par Berner (Berner, 2004; Bergman et al., 2004; Li and Eldefield, 2013).

<figure><img src="image_27.png" /></figure>

**Figure 19** δ¹³Ccarbonates calculés versus δ¹³Ccarbonates mesurés (points, rouge pour les foraminifères pélagiques, et en bleu pour les benthiques) lors de la crise K-Pg (66Ma). (Zachos et al., 1999 Kump 2001).

Conceptuellement cette approche implique que le δ¹³Ccarbonates dépend d'un taux d'enfouissement de Corg qui varie (pour correspondre au δ¹³Ccarbonates mesuré) mais sans en connaître les processus responsables. Pour corriger cette limitation, les modèles biogéochimiques actuels calculent la composition isotopique des carbonates en fonction d'un δ¹³Corg (qui reste fixé car issu de la photosynthèse principalement) et d'une quantité de Corg enfouis explicitement dépendant de la productivité et de la teneur en O₂ dissout (GEOCLIM, Goddéris et al., 2014; GENIE, Ridgwell et al., 2007). Tout écart entre la modélisation et le δ¹³Ccarbonates mesuré est aujourd'hui attribué à la simplification des processus (exemple la mauvaise représentation de la limitation en phosphore de l'océan tant spatiale que temporelle, diagenèse simplifiée à l'extrême, altération des carbonates continentaux...).

Toutefois ce formalisme est lui aussi biaisé. En procédant ainsi le calcul du bilan de masse suppose que la biosphère ne dépend que des nutriments, et que donc les conditions environnementales ne l'influence qu'au mieux transitoirement en réduisant la quantité de nutriments disponibles. En d'autres termes la biosphère depuis 3.8Ga doit avoir les mêmes caractéristiques générales ; les grandes crises ne modifiant pas ces propriétés.

Cette hypothèse mérite d'être explorée compte tenu de ses implications tant biologiques, géochimiques que climatiques. En effet, le registre géologique nous montre une évolution irréversible des organismes et une réponse très variable bien que les perturbations soient en apparence assez semblables (événements volcaniques majeurs par exemple, Courtillot et Rennes, 2003). Ainsi, si nous souhaitons participer au débat débuté au 18ème siècle quant à l'origine des « révolutions du Globe » de Cuvier et plus globalement avancé dans la connaissance des liens entre le Vivant et de son Habitat, la dynamique du vivant doit être prise en compte dans l'équation.

*Nos avancées sur cette question sont présentées ci-après à travers deux études fondatrices en terme de développement des outils.*
## II. ... et la Terre fût couverte de végétaux, la révolution du Dévonien

- article. 2011. Le Hir, G., Donnadieu, Y., Goddéris, Y., Meyer-Berthaud, B., Ramstein, G., Blakey, R., The climate change caused by the land plant invasion in the Devonian, Earth and Planetary Science Letters, vol. 310, p:203-212, doi:10.1016/j.epsl.2011.08.042

- projet ANR (blanc) ACCRO-Earth (Accidents in Climate Carbon cycle Regulation Of Earth, dirigé par G. Ramstein, 2008-2012)

Cent millions d'années après la glaciation fini-Ordovicienne, la Terre connaît un nouvel épisode froid, le second du Paléozoïque. Cette période glaciaire sera la plus longue et la plus intense du Phanérozoïque (fig.8) et durera tout au long du Carbonifère (360-300Ma). Si cet épisode glaciaire est étroitement lié à l'orogène Varisque (Goddéris et al. 2017), cette transition d'un monde chaud vers un monde froid a connu un prélude, celui de la mise en place des plantes terrestres.

Les premiers indices de la colonisation des continents par les plantes remontent à la période Ordovicienne (spores microscopique ~475 Ma), mais ce n'est que durant le Dévonien (416 à 359 Ma) que les plantes terrestres sont devenues suffisamment abondantes et diversifiées pour changer les déserts continentaux en paysages couverts de végétation, conditions propices à l'évolution d'une vie terrestre riche et complexe (Algeo and Scheckler, 1998). Cet événement de diversification a été comparé à l'« Explosion Cambrienne » en termes d'intensité et d'impact sur la biodiversité (fig. 20).

En parallèle de la colonisation des continents par les plantes, le passage du Dévonien moyen au supérieur montre une disparition des spores d'espèces inféodés aux régions subpolaires, un $δ^{18}$O des carbonates qui augmente, signe d'un réchauffement, et un gradient latitudinal de température « plat ». Paradoxalement, l'inversion du signal du $δ^{13}$C par GEOCARBIII ou GEOCARBSULF simulent une baisse du CO$_2$, prélude à l'ère glaciaire du Carbonifère (Van Geldern et al., 2006).

> *Le Dévonien supérieur est donc une période singulière où données et modélisation semblent contradictoire, les premières suggérant un réchauffement, là où les seconds indiquent une baisse de l'effet de serre.*

On suspecte depuis une vingtaines d'années que la colonisation des continents par les végétaux puissent avoir des conséquences importantes sur le cycle global du carbone, et donc sur le climat (Berner, 1997). Les première études se sont focalisées sur l'impact du développement du système racinaire sur l'altération chimique dans les sols (Algeo and Scheckler, 1998; Beerling and Berner, 2005; Berner, 2004). Selon ces études la présence d'un couvert végétal augmenterait fortement l'altération des continents (jusqu'à un facteur 10)(Bormann et al., 1998; Moulton and Berner, 1998). C'est donc ce facteur d'altérabilité des surfaces continentales combiné au signal de $δ^{13}$C qui conduit le modèle GEOCARBIII a simulé une baisse de CO$_2$ à la fin du Dévonien (fig.14) (Berner, 2004). Cependant les plantes modifient également les propriétés de surface des continents : albédo, évapotranspiration, rugosité. Jusqu'en 2011, aucune étude n'avait été menée sur les effets liés à ces modifications, conséquence de la colonisation des continents par les plantes. Cette étude a été réalisée en collaboration avec B. Meyer-Berthaud, paléobotaniste à l'AMAP (botAnique et bioinforMatique de l'Architecture des Plantes) de Montpellier – notamment le travail de comparaison des flores fossiles et actuelles.
Afin d'explorer les interactions entre la végétation et le système climat-carbone, j'ai utilisé
le modèle de climat-carbone GEOCLIM, auquel j'ai couplé un modèle de végétation développé
pour l'occasion (SLAVE-Jr, un dérivé du modèle SLAVE, Friedlingstein et al., 1992). Ce couplage
a permis de reconstruire l'évolution simultanée de la végétation, du cycle global du carbone et du
climat durant le Dévonien. Pour tenir compte des données fossiles, trois types de végétation ont été
pris en compte : i) des communautés de plantes primitives rasantes ou peu élevées, seules présentes
au début du Dévonien, ii) des forêts de fougères arborescentes, apparues au Dévonien moyen et iii) des forêts d'arbres architecturalement proches des conifères modernes, apparus au Dévonien supérieur. Les caractéristiques biophysiques de ces plantes aujourd'hui éteintes ont été déduites
d'analogues modernes présentant des caractéristiques biologiques les plus proches possibles et
permises via une collaboration étroite avec les paléo-botanistes (B. Meyer-Berthaud)

Quatre intervalles de temps ont été explorés 1) la phase anté-colonisation (simulation No-Land-Plants, puis les 3 phases de cette colonisation depuis la base du Dévonien (LP1 puis LP2) jusqu'au Dévonien Supérieur (LP3). Les trois premières simulations correspondent à la reconstruction géographique à 400 Ma, la quatrième correspond à 370 Ma (fig.14). Les simulations No-LP et LP1 montrent l'évolution d'un monde sans plante vers un monde couvert sporadiquement par des plantes ne dépassante pas les 0.5-1 mètre (Prêles et associés). LP2 simule l'apparition des fougères arborescentes. Pour chaque simulation, la distribution spatiale des plantes est fonction de la température et de la quantité d'eau présente dans les sols. Les fougères ont par exemple des conditions de vie plus restrictives en terme de besoin en eau que les premières plantes (type Presles). LP3 simule l'apparition des *paléo-arbres* (Archeopteris) et utilise la reconstruction des continents à 370 Ma.

<figure><img src="image_28.png" /><figcaption>**Figure 20** : répartition potentielle de la végétation au Dévonien. Les cartes montrent la répartition potentielle maximale de trois grandes périodes du Dévonien. La végétation, le climat et le cycle du carbone sont à l'équilibre.</figcaption></figure>

Au cours du Dévonien, les sols désertiques laissent place à un couvert végétal de plus en plus dense et vert. Cette colonisation végétale est due à la plus faible dépendance des plantes vis-à-vis de l'eau, extension également favorisée par un climat globalement plus humide. Ainsi, en partant des données paléontologiques et d'analogues actuels, les premiers arbres (taxon des
Archeopteris) sont supposés accepter des milieux nettement plus secs que les fougères arborescentes (contenu en eau du sol supérieur à 30 % au lieu de 80 %). Cette évaluation du couvert végétal aurait diminué l'albédo de surface de plus de 10% à l'échelle globale.

D'un point de vue climatique la présence des *paléo-arbres* (Archeopteris) augmente les précipitations (et donc le ruissellement), et induit un réchauffement continental. Le réchauffement résulte de la baisse de l'albédo passant de 0,3 à des valeurs proches de 0,1. L'augmentation des précipitations et du ruissellement sont la conséquence des changements de la rugosité, de l'évapotranspiration mais également de l'albédo.

En réponse à cette baisse d'albédo, la température simulée tend dans un premier temps à augmenter, favorisant une accélération du cycle de l'eau sur le continent. Il en résulte un drainage plus important des sols et une augmentation de la consommation de CO₂ par l'altération continentale.

Après quelques milliers d'années, le modèle du cycle du carbone simule une baisse de 50 % du CO₂ atmosphérique alors que paradoxalement la température globale reste quasiment inchangée. En effet, malgré une chute de 4000 ppmv de la pCO₂ (fig. 21), le modèle simule une température des continents quasi-constante. Une analyse du bilan radiatif montre que la baisse de CO₂ est compensée par la baisse de l'albédo des continents. La rétroaction climat-carbone-végétation permet donc la mise en place d'un mécanisme assez unique dans l'histoire de la Terre où l'évolution de la température continentale est découplée de celle du CO₂.

<figure><img src="image_29.png" /></figure>

**Figure 21** Evolution de la teneur en CO₂ simulée par GEOCLIM. L'effet de la géographie entre le début et la fin du Dévonien apparaît non négligeable avec une baisse du CO₂ de 6000 à 4000 ppm. Cette baisse s'explique par la migration du craton de la Laurussie (Laurentia + Baltica) à travers la zone de convergence intertropicale de 400 à 370 Ma qui va lors induire une augmentation de la consommation de CO₂. La sortie du craton sibérien des tropiques vers les moyennes latitudes induit également une hausse de consommation de CO₂. L'effet des plantes sur la teneur en CO₂ dans l'atmosphère est faible dans un premier temps (LP1 et LP2) mais prend beaucoup plus d'ampleur avec l'apparition des Archeopteris (2000 ppmv de différence entre No-LP pour 370 Ma et LP3).

## Conclusion

Comme pour toutes études portant sur des périodes anciennes, de nombreuses incertitudes existent, les valeurs des paramètres bioclimatiques pour les premières plantes sont inconnues. Cependant mêmes des valeurs de premier ordre permettent de conclure que la rétroaction climat-carbone-végétation explique le découplage entre les estimations de température et de pression de CO₂, découplage jusque là resté inexplicité.
### III. Les révolutions du Globe aux extinctions de masse : la construction d'un modèle écosystémique simple couplé au modèle climat-carbone.

- article 2014 Mussard M, **Le Hir G.**, Fluteau F., Lefebvre F., Goddéris Y. 2014. Modeling the carbon-sulfate interplays in climate changes related to the emplacement of Continental Flood Basalts., Geological Society of America vol; 505, p339-352, 2014. doi: 10.1130/2014.2505(17).

- projet SYSTER (2014) Modélisation des effets des grandes provinces basaltiques sur l'environnement et la productivité marine

- projet émergeance (2012-2015) (PI M. Bonifacie – IPGP) la reconstruction de la température des océans (le Crétacé)

- projet SYSTER (2016) la crise de la production carbonatée lors de l'extinction K-Pg (66Ma) (co-PI avec B ? Max_Sucheras CEREGE)

- projet SYSTER (2017) couplage des cycles biogéochimiques, du climat et de la biodiversité à l'échelle des temps géologiques (PI Y. Goddéris, GET-Toulouse)

- article 2019 (Le Hir et al.) Amplifying factors leading to the collapse of primary producers during the Chicxulub Impact and Deccan traps, GSA spécial issue

- article 2019 (E. Font et al.). Wildfire, environmental acidification and carbonate saturation overshoot linked to major Deccan eruptions - soumis

- Salomé Hennequin (travaux de thèse) – doctorante au GET, Toulouse (dir. Thèse Y. Goddéris)

Les cinq extinctions majeures du Phanérozoïque (Sepkoski, 1984) correspondent à des crises biologiques globales, courtes (parfois nettement inférieures au million d'années), affectant de nombreux groupes vivants. Chacune de ces extinctions de masse est marqué par une phase d'extinction suivie d'une phase de radiation. Ainsi la crise Permien-Trias (252 Ma) se distingue par une perte de biodiversité comprise entre 80 et 90 % des espèces d'invertébrés marins (Stanley 2016) en moins de 100 000 ans (Burgess et Bowling, 2015 ; Burgess et al. 2017).

Si plusieurs facteurs ont été évoqués comme causes de l'extinction Permien-Trias, la mise en place des trapps de Sibérie constitue aujourd'hui le facteur déclenchant le plus probable (Burgess et al. 2017). A l'opposé de la crise P-Tr, la crise de la limité Crétacé-Paléogène (66Ma) est la moins intense des cinq extinctions alors que la collision d'un astéroïde est survenu pendant la mise en place des traps du Deccan. Il apparaît ainsi que l'ampleur de la crise biologique n'est pas directement proportionnelle à l'intensité des facteurs l'ayant déclenchée. Si plusieurs causes peuvent expliquer cette décorrélation (Ganino et Arndt, 2009), les propriétés intrinsèques de la biosphère ont été jusqu'à aujourd'hui totalement occultées.

Pour explorer cette question, nous avons étudiés 2 crises: i) la crise P-Tr (252Ma) qui est la plus importante en intensité et 2) la crise K-Pg (66Ma), la plus récente et médiatisée mais également la mieux documentée.
## 3.1 Les effets climatiques – l’importance des pulses volcaniques

Les grandes provinces basaltiques sont connues pour être des événements volcaniques épisodiques, rares, de grande ampleur, sans équivalent récent<fnref n="5" />. L’analyse de la variation séculaire du champ magnétique enregistré par les coulées basaltiques indiquent que la mise en place de la phase paroxysmale est brève (< 1 Ma) et saccadée. Dans le cas des traps du Deccan, il a été estimé que la mise en place de plus de 80% du volume du traps s’est produite en environ 200 kans (Schoene et al. 2015, 2019), et que la moitié de ce volume résulte d’un faible nombre (~30) d’événements éruptifs d’ampleur exceptionnelle («mega-pulses») durant lesquels plusieurs milliers de km³ (jusqu’à 10⁴ km³) de magma pourraient être émis en moins d’un siècle, voire quelques années (Chenet et al., 2008, 2009).

L’impact du volcanisme subaérien des traps sur l’environnement est classiquement attribué aux émissions massives de CO₂ et plus récemment de SO₂. Self et al (2008) et Chenet et al. (2008) ont estimé que la mise en place des traps du Deccan a injecté ~ 28000 Gt de CO₂ et de ~6800 Gt de SO₂ dans l’atmosphère. Si le gaz carbonique est bien connu comme gaz à effet de serre, les aérosols sulfatés, dérivés des émissions de SO₂, induisent au contraire une baisse des températures de surface. Cependant leur taille importante (~ µm) limite leur temps de résidence dans l’atmosphère. Comme les effets de ces deux composés agissent sur deux échelles de temps différentes (> siècle pour le CO₂, et <10ans pour les aérosols sulfatés), nous avons développé un modèle de dégazage rendant compte de l’aspect irrégulier du dégazage à travers des pulses intenses mais courts ainsi que de l’évolution chimique spécifique des espèces sulfatées.

<figure><img src="image_30.png" /></figure>

**Figure 22** modélisation d'un pulse froid en réponse à l'augmentation transitoire de dérivés soufrés (flux de 1Gt SO₂/an pendant 10ans) dans l'atmosphère. Ce refroidissement est estimé par des simulations climatiques intégrant la baisse d'ensoleillement en réponse à la présence d'aérosols sulfatés dans l'atmosphère. La température après 50 ans n'est pas revenue à son état initial du fait de la dissolution d'une part du CO₂ dans l'océan. On note ici le développement de la banquise jusqu'aux tropiques (30°). Ce scénario constitue donc le refroidissement maximal supposé, toute baisse de température additionnelle engendrerait un englacement total de la Terre (ce qui n'est pas produit selon les données dont nous disposons).

En 2014, en considérant un dégazage par pulses (fig. 22), nous avons démontré qu’à long terme ces pics froids ont comme effet contre-intuitif d’accroître l’accumulation de CO₂. En effet comme chaque pulse la source de CO₂ est accrue, et le puits inorganique (altération) ralentie, ces effets combinés conduisent à terme (~ 200 kans) à augmenter la pCO₂ de 15-20 % (fig. 23) (Mussard et al. 2014).

<footnote n="5">5 même l’énorme taux de lave émis (~1 km³/an) par le volcan sous marins au large de Mayotte est inférieur</footnote>
<figure><img src="image_31.png" /></figure>

**Figure 23.** Séquence éruptive des traps du Deccan correspondant à la phase paroxysmale (~ 200 kans, Schoene et al. 2019). Cette séquence a été obtenue en utilisant la variation séculaire du champ magnétique (1an < durée d'un pulse < 100ans) et la quantité de gaz émis comme seuls facteurs forçants. L'impact de Chicxulub est indiqué en rouge.

La pCO₂ n'augmente que lentement durant la mise en place du traps du Deccan (Mussard et al. 2014, Dessert et al. 2003, Caldeira and Rampino, 2000), son effet sur l'augmentation des températures est facilement masqué par les refroidissements abrupts causés par les fortes variations de dérivés soufrés. Après la mise en place des traps du Deccan, une fois l'atmosphère lessivée de ses composés soufrés, l'effet du CO₂ se manifeste (réchauffement).

## 3.2 l'importance des paramètres biologiques dans la compréhension d'une crise

Si le climat connaît des perturbations majeures, le cycle du carbone et plus globalement l'état géochimique de l'océan vont également changer. Ainsi Wignall et Bond (2015) ont proposé que les principales conséquences sur les écosystèmes marins étaient un changement de température ou de pH des eaux (Clarkson et al. 2015). Par conséquent, la biomasse immobilisée au sein de chaque espèce a vraisemblablement changé, modifiant les flux d'enfouissement du carbone dans les sédiments marins.

Pour représenter la distribution non homogène de la biomasse marine, nous avons discrétiser la biomasse en n « espèces ». Il est en réalité plus correct de parler de *groupe fonctionnel* car l'identité génétique des groupes n'est pas représentée, seules leurs caractéristiques fonctionnelles le sont. Chaque groupe fonctionnel (FT pour Functional Type) est représenté par un réservoir de carbone. A la différence des Plant Functional Type (PFT), les types fonctionnels ne sont pas exclusifs spatialement, de nombreux FT occupent le même espace (Le Quéré et al., 2005).
Ce réservoir $y_i$ est alimenté par un taux de reproduction $\alpha_i$ et estvidé par un taux de mortalité $\omega_i$ (les deux grandeurs étant exprimées en mol C/an) :

$$ \frac{dy_i}{dt} = \alpha_i - \omega_i $$

Le taux de reproduction va dépendre d'un nombre important de paramètres. Dans cette étude préparatoire, nous ne considérerons que le pH et la température. Par exemple, pour un producteur primaire et de manière simple, on peut représenter la dépendance à ces paramètres par une gaussienne centrée sur la valeur optimale de chaque paramètre $b^i_1$ et $b^i_2$, la tolérance à des changements de température ou de pH étant représentée par la largeur de la gaussienne $c^i_1$ et $c^i_2$:

$$ \alpha_i = br_i \cdot a_1^i \cdot \exp \left[ \frac{-(T - b_1^i)^2}{2 (c_1^i)^2} \right] \cdot a_2^i \cdot \exp \left[ \frac{-(pH - b_2^i)^2}{2 (c_2^i)^2} \right] \cdot I_i \cdot F_{in}^P $$

Les facteurs $a^i_1$ et $a^i_2$ représentent l'efficacité de l'utilisation des nutriments. $F_{in}^P$ est le flux de nutriment (ici le phosphore) disponible pour l'écosystème. Le facteur $I_i$ représente la compétition avec les autres FT $j$ pour l'accès aux ressources. L'originalité consistera à affecter aux paramètres $a$, $b$ et $c$ des valeurs aléatoires. De même pour le paramètre $I$: il sera aléatoirement fixé, simulant une compétition variable entre FT.

Cet aspect stochastique permet d'éviter un trop grand déterminisme lors de la définition des écosystèmes océaniques. Le taux de mortalité sera simplement exprimé comme un flux de carbone quittant le réservoir $y_i$ et proportionnel au réservoir $y_i$ lui-même, avec une constante de proportionnalité fixée aléatoirement (à l'intérieur d'une gamme définie pour chacun des paramètres). Cette approche peut sembler valable pour décrire le cycle du carbone car les producteurs primaires représentent la majeure partie du carbone organique de l'océan (biomasse). Ci-dessous une représentation du couplage utilisé pour intégrer l'écosystème « rudimentaire » au modèle climat-carbone (GEOCLIM) (fig. 24).

<figure><img src="image_32.png" /><figcaption>Figure 24</figcaption></figure>

Le couplage avec le modèle GEOCLIM permet calculer l'état géochimique de l'océan via une description mathématique du cycle du carbone (élémentaire et isotopique), de l'alcalinité, du phosphore (seul nutriment modélisé), du strontium (élémentaire et isotopique), du lithium (élémentaire et isotopique), et de l'oxygène. GEOCLIM fournit à chaque bassin océanique de surface (4 bassins au total) le pH de l'eau de mer, la température et l'apport en phosphore soit par upwelling, soit par décharge continentale pour les mers épicontinentales. En retour, le modèle écosystémique fournira la productivité primaire globale que GEOCLIM utilisera pour calculer le flux de carbone exporté par l'activité biologique vers les réservoirs océaniques profonds et vers le sédiment.
### 3.2.1 l'amplification biologique de la perturbation inorganique

Pour illustrer les apports de cette approche, considérons la crise de la limite K-Pg (66 Ma). Cette crise connue pour être celle de la disparition des dinosaures est également marquée par une disparition très brutale et intense de producteurs primaires carbonatés. Parmi les 131 espèces de nannoplanctons calcaires connues, seule une dizaine a passé la crise (Bown et al. 2005). Cela correspond à une extinction de plus de 90 % de ce groupe alors que 50 % des producteurs primaires non-carbonatés s'éteignent (Mac Leod et al. 1997). De part la sensibilité des producteurs carbonatés au degré de saturation en calcite de l'océan, l'hypothèse d'une acidification brutale de l'océan fût très tôt envisagée (Prinn et Fegley, 1987 et D'Hondt et al. 1994).

En considérant la biomasse de l'océan comme la somme de 50 groupes fonctionnels – tous producteurs primaires – mais dont seuls 17 sont calcifiantes, nous avons pu mettre en évidence le rôle actif de la biosphère dans l'amplification des perturbations. En effet soumis à un stress environnemental majeur (pulse volcanique/impact de Chicxulub) combinant refroidissement intense et acidification des eaux de surface, les groupes fonctionnels réduisent la production primaire durablement. Ce stress environnemental décorrèle pendant un temps, l'abondance des nutriments (phosphore) et production primaire (fig. 25 a-b). Cette baisse de la production primaire intégrée sur la durée d'un pulse réduit sensiblement la part de $C_{org}$ enfouit dans le sédiment.

Au final - *sur la durée de mise en place d'un trap (ici 200 kans pour le Deccan) - cet effet cumulatif permet de constater une très forte différence dans l'augmentation de la pCO₂ ~ 40 %* (fig. 25c).

<figure><img src="image_33.png" /><figcaption>**Figure 25**</figcaption></figure>

c) **effets à long terme** (~ 200 kans soit la durée de mise en place de la phase paroxysmale du trap). La faiblesse du puits organique de carbone induit par le stress environnemental conduit à augmenter la pCO₂ de 40 % (courbe rouge) comparé à un cas où la biosphère dépend uniquement des nutriments disponibles (courbe noire) ;
Ce processus montre que la biosphère est un facteur qui amplifie la perturbation initiale, mais qu'elle ne peut en aucun cas l'enclencher. Tout débute ici avec une perturbation inorganique qui voit son intensité amplifiée sous l'action combinée de 2 mécanismes : i) un mécanisme lié au cycle organique du carbone – estimé dans le cas de cet assemblage de 50 groupes fonctionnels à plus de 40 %, ii) un second mécanisme inorganique moins intense qui résulte de l'interaction entre les composés atmosphériques CO₂-S-aerosols (+15-20 % environ).

### 3.2.2 la tolérance de la biosphère à l'origine de l'amplification

Une étude, menée par Salomé Hennequin (doctorante du GET, Toulouse), avec le même modèle mais appliquée à la crise P-Tr illustre que la tolérance des FT est à l'origine du mécanisme amplificateur. En testant divers assemblages de FT ayant une sensibilité à la température de plus en plus réduite, on observe une réponse croissante de la réponse à la perturbation initiale.

Comme pour la crise K-Pg, la perturbation initiale est inorganique et toujours supposée d'origine volcanique. En effet la mise en place des traps de Siberie constitue aujourd'hui le facteur déclenchant le plus probable (Burgess et al. 2017). La coïncidence de plusieurs perturbations majeures sont la base de cette hypothèse. La transition Permo-Trias (252Ma) se caractérise par une perte de biodiversité de plus de 90 % des espèces d'invertébrés marins en moins de 100 kans (Burgess et Bowling, 2015), dont les plus touchées furent ceux possédant des tests carbonatés développés et sensibles au phénomène d'hypercapnie (pression de CO₂ élevée au sein des organismes) (Knoll et al. 2007). En plus de cette perte de biodiversité, l'excursion négative du δ¹³C (marqueur d'une injection massive de carbone léger (¹²C)) suggère une baisse importante de la biomasse ; l'ensemble de ces perturbations s'opère dans un climat chaud, voire très chaud, les données géochimiques suggérant une augmentation des températures de surface océaniques de près de 10°C.

En testant un scénario de dégazage réaliste des traps de Sibérie (fig. 26) où la sensibilité à la température relativement forte (faible tolérance : variance -/+ 0.25°C), la réponse du cycle organique est très importante. Cet effet impacte le δ¹³C<sub>carbonates</sub>, l'excursion en δ¹³C<sub>carbonates</sub> oscillant entre 1 et 2‰ (fig. 27 courbes vertes). A contrario, sans effet de tolérance (fig. 27 courbe noire), l'excursion du δ¹³C<sub>carbonates</sub> ne dépasse pas les 0.5 ‰.

<figure><img src="image_34.png" /></figure>

**Figure 26** *A gauche, série volcanique imposé représentant les émissions de CO₂ lors de la mise en place des traps de Siberie – les composés soufrés ne sont pas inclus ici. A droite, l'accumulation de CO₂ issue du dégazage selon 3 modes (courbes pleines, grasse ou standard). La courbe noir est le cas de référence où la biosphère n'évolue qu'en fonction des nutriments sans influence de la température (ni du pH). Les courbes en couleur représentent les mêmes cas mais pour*
une biosphère dépendante de la température et pour 2 températures d'optimum différentes (la tolérance à la température est volontairement faible (σ ± 0.25°C) pour amplifier la réponse).

Ces variations sont obtenues sans imposer un forçage autre que la perturbation géologique. A l'inverse de la simulation de Kump (1991) où l'homogénéisation du $\delta^{13}C_{carbonates}$ de l'océan est obtenue en imposant un flux nul de $C_{org}$ enfouis. Dès lors, il devient possible d'expliquer les excursions de la limite P-Tr, sans invoquer de processus tiers (intrusion dans des niveaux de charbons, source mantellique anormalement négative, ou une biomasse entièrement anéantie $C_{org}$ enfouis ~ 0.

<figure><img src="image_35.png" /></figure>

**Figure 27** La réponse du $\delta^{13}C_{carbonates}$ à ces 9 cas. L'amplitude de l'excursion est bien plus prononcée si la biosphère est tolérante à la température (les deux couleurs vertes correspondent à une biosphère ayant la même tolérance à la température mais dont les optimums sont différents). On constate également que l'état post-crise est différent de l'état initial. Cette modification est liée à la réduction en biomasse de certains de groupes fonctionnels qui une fois devenu très minoritaire sont considérés comme éteints. Ainsi la structure de l'écosystème post-crise repose sur un panel de groupes fonctionnels réduit, à l'optimum climatique moyen différent du groupe initial au complet.

En réalisant une étude de sensibilité élargie, où les tolérances sont identiques (variance -/+ 0.25°C) mais où le panel de groupes fonctionnels testés est agrandie, on constate qu'à une même perturbation (ici le traps de Siberie, 252-251Ma) peut correspondre diverses tendances du $\delta^{13}C_{carbonates}$ (fig. 28). Comparé aux fluctuations mesurées dans les carbonates de la limite P-Tr, on observe que c'est en réalité le panel initial de groupe fonctionnel qui détermine la réponse et non la perturbation. La perturbation inorganique est l'élément déclenchant, mais son influence sur le résultat apparaît être de second ordre tant l'effet de la biosphère est important.

<figure><img src="image_36.png" /></figure>

**Figure 28** La zone grise représente l'intervalle de confiance (99%) du $\delta^{13}C_{carbonates}$ mesuré (Burgess et Bowring, 2015 et citations). Les courbes vertes les différentes solutions proposées pour divers « écosystèmes » à la tolérance à la température importante (variance -/+ 0.25°C).
**Conclusion**

Bien que très exploratoire, ce travail sur le comportement de la biosphère peut nous suggérer quelques pistes pour comprendre les révolutions du Globe énoncées par Cuvier voilà plus de deux siècles.

- la biosphère réagit très vite à la perturbation. Ainsi sur les simulations de la crise K-Pg (66Ma) l'effet maximal de la perturbation est atteint après 100 kans, au-delà l'accumulation de nutriments commence à contre-balancer significativement le stress environnemental. Ce résultat correspond aux temps caractéristiques de la durée des crises observées dans l'enregistrement géologique.

- la perturbation initiale est toujours inorganique, la réponse étant amplifiée par la combinaison de deux rétro-actions i) inorganique (faible) et ii) organique (forte).

- l'amplification organique semble dépendante du degré de tolérance initiale des écosystèmes. La résilience des groupes fonctionnels n'est pas uniforme, il est donc fort probable que chaque assemblage de groupes fonctionnels réagissent différemment à une même perturbation. Si ce mécanisme se révèle valide, la résilience de la biosphère serait potentiellement la cause principale à la variabilité du taux d'extinction observé dans l'enregistrement géologique.

- la limitation de la productivité primaire lors de la perturbation permet l'accumulation de nutriments dans l'océan. Cette abondance de nutriments et les niches écologiques vacantes peuvent être considérées comme des facteurs favorisants la radiation post-crise.
# IV. Vers une modélisation des extinctions de masse du Phanérozoïque et au-delà ...

## 4.1 Des écosystèmes ou des types d’écosystèmes

Dans toutes les études menées jusqu’à présent, la biodiversité n’est considérée que par le prisme des producteurs primaires. Cette simplification trouve sa justification dans la part résiduelle de $C_{org}$ qu’occupe les niveaux trophiques supérieurs. Cependant les crises ont été définies (cf les invertébrés marins de A. d’Orbigny et de Sepkovski (1978)) et sont étudiées, et concernent, l’ensemble des niveaux trophiques. Il apparaît donc essentiels d’inclure des niveaux trophiques supérieurs.

<figure><img src="image_37.png" /><figcaption>**Figure 29 :**</figcaption></figure>

Exemple d'un réseau trophique du modèle d'écosystème incluant 4 niveaux trophiques. Les numéros indiquent le niveau trophique du groupe fonctionnel (1 : producteur primaire, ..., 4 super-prédateur). Les flèches représentent les relations trophiques entre les divers groupes fonctionnels.

Inclure des niveaux trophiques supérieurs possède le double avantage : i) d'étudier le mécanisme d'extinction en cascade (c'est à dire l'impact de la disparition de la proie sur son prédateur et inversement) mais aussi ii) de voir si parmi les écosystèmes, certaines solutions sont plus résilientes que d'autres. Si les résultats précédents illustrent l'importance de la tolérance, plusieurs tests préliminaires révèlent l'existence de groupes fonctionnels hégémoniques et qui constituent la clé de voûte de la productivité marine. Dès lors l'ensemble du réseau trophique devient vulnérable si ces groupes fonctionnels sont tolérants ou pas aux variations des paramètres océaniques.

Stratégiquement, pour des raisons de croissance exponentielle des solutions, une approche à 4 niveaux a été choisie (producteurs, consommateurs, prédateurs et super-prédateurs (fig. 29) avec des relations trophiques entre chaque niveau. Ce développement a déjà abouti mais reste à être validé. Dans un futur proche, les relations de prédations seront inféodées à la taille respective des groupes fonctionnels.
## 4.2 Les tipping-points du système climat-carbone-biosphère

L'hypothèse de la causalité entre crise de biodiversité et traps a été proposée sur la base de l'enregistrement géologique (Rampino et Self, 1984 ; Courtillot et al., 1986). L'amélioration des techniques de datation et de corrélation radiométrique (p. ex. U/Pb sur zircon individuel) a permis de confirmer le synchronisme des grands épanchements basaltiques avec les extinctions de masse (Courtillot & Renne, 2003). Ces grandes provinces basaltiques sont connues pour être des événements volcaniques épisodiques, rares, de grande ampleur, sans équivalent récent.

<figure><img src="image_38.png" /></figure>

Figure 30 : Les courbes d'Alroy (2008) sont obtenus comme pour les courbes de Sepioski (1978 et ultérieurs) à partir des invertébrés marins. Cependant elles sont corrigées des artefacts de prélèvements.

Le taux d'origination représente la fréquence d'apparition de nouvelles espèces dans le registre fossile. A l'opposé, le taux d'extinction représente la fréquence de disparition d'une espèce du même registre fossile. Ces deux courbes sont des moyennes glissantes sur 10Ma.

Ci dessous la relation intensité de l'extinction / volume de basalte mis en place (Ganino et al. 2009)

<figure><img src="image_39.png" /></figure>

<figure><img src="image_40.png" /></figure>

Figure 1. Percentage of generic extinctions (from Rhode and Muller, 2005) versus volume of erupted basalt from Courtillot and Renne (2003) for major LIPs. Two main populations of LIPs are evident, one for which the associated rate of extinction is close to the background rate (Columbia River to Ontong-Java plateau) and another for which the rate is far higher. Those in the latter group intrude sedimentary rocks that released abundant greenhouse or toxic gases.

La figure 30 nous montre l'absence de relation directe entre l'unicité de la cause (les traps) et le taux d'extinction déduit du registre fossile. Une solution fût proposée par Ganino et al. (2009) en considérant que la chimie des gaz émis fut altérée par les sédiments intrudés par des coulés basaltiques.

Dans la continuité des travaux proposés précédemment, nous souhaitons réaliser une approche sur l'ensemble du Phanérozoïque où plusieurs assemblages de groupes fonctionnels seront soumis à des dégazages d'intensités variables afin de contraindre la non-linéarité des réponses biologiques. Dans une approche analogue à celle menée voilà 40 ans sur les mécanismes de régulation du climat, ici **nous souhaitons étudier les points d'équilibre du système climat-carbone-biosphère et donc les points de bascule.** Si ces points de basculs (tipping-points) sont
établis, alors un pas important sera franchi pour comprendre la singularité des 5 extinctions majeures du Phanérozoïque. Le pendant de cette question est de savoir si des extinctions de masses ont pu se produire dans un monde de micro-organismes – un monde Précambrien (<542Ma).

## 4.3 Une extinction en masse de micro-organismes ? la Terre boule de neige...

**En quoi est-ce important ?** Comme la perturbation environnementale syn et post-glaciaire est dépendante de la durée et de la pCO₂, cette prospective a vocation à intégrer la biodiversité comme la dernière et ultime composante du système exosphérique. L'objectif final étant d'aider à la résolution d'un important mystère associé à la théorie de la Terre boule de neige à savoir la survie des organismes, question toujours non solutionnée à cette heure !

Cette intégration de la biodiversité dans des modèles jusqu'ici quantitatifs apparaît nécessaire à la vue des observations paléontologiques. En effet la présence de stromatolithes dans les carbonates post-glaciaires confirme la survivance d'organismes procaryotes aux glaciations extrêmes. De mêmes, des clades d'eucaryotes (algues) sont, semble t-il, déjà présents avant les glaciations globales, ainsi que des bilateria et des spongiaires comme le suggèrent les données moléculaires. La survivance de ces organismes, supposés moins résilients que les procaryotes, aux glaciations globales prolongées reste énigmatique. Ainsi, actuellement il semble qu'aucun lien direct et irréfutable ne puisse être avancé entre les glaciations globales et une extinction majeure similaire aux big-5 du Phanérozoïque. Cette singulière observation est à elle seule capable de remettre en cause l'existence des glaciations globales. Cette même constatation peut être faite concernant l'émergence des faunes de Doushanto en Chine (600-570 Ma) ou d'Ediacara en Australie (575-542 Ma) qui intervient plus de 30 Ma après la fin des glaciations globales.

Afin de quantifier les effets d'une glaciation globale et de sa déglaciation sur la biosphère marine, nous réaliserons un dernier (et ultime?) niveau de couplage entre le modèle - type Earth System - issu de l'assemblage LMDz-GRISLI-COMBINE-WITCH avec le modèle de biosphère.

En multipliant ainsi les couplages et en limitant autant que faire se peut les conditions limites, cette approche maximise le degré de liberté laissé au système, d'autant plus, qu'un panel important d'espèces types peut être testé (100 à 200). Ce modèle de biodiversité marine repose sur le caractère stochastique de la sensibilité des espèces aux variations environnementales. En testant un grand nombre de groupes fonctionnels, il devient dès lors possible d'évaluer le pourcentage potentiel de survie et d'extinction d'espèces pour divers scénarii.

A la différence des causes d'extinctions présentées précédemment (cad traps et météorite), ces scénarios seront issus de la prospective focalisée sur l'amplitude et la vitesse des perturbations environnementales entre la phase glaciaire et la phase post-glaciaire au Cryogenian (thème 2). Font et al (2006, 2019), sur la base des inversions du champ magnétique terrestre mesurées dans les carbonates post-glaciaires, estiment la déglaciation > 10⁵ ans. A contrario les observations sédimentaires supposent une déglaciation plus rapide (~10⁴ans)(Hoffman et al. 2007), soit une durée similaire à la dernière déglaciation intervenue à la transition Würm-Holocène.

> Cette dernière prospective a été pensée pour s'intégrer à une thèse de doctorat intitulée « quantifications des perturbations environnementales causées par une glaciation globale et leurs conséquences biologiques ».
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# CURRICULUM VITAE

## Guillaume LE HIR

Maître de conférences de l'Université Paris Diderot
Institut de Physique du Globe de Paris (UMR CNRS 7154)
Bureau 130; 1 rue Jussieu

né le 27 Mars 1979

Pacsé, un enfant

tel : 33 (0)1 83 95 74 97

France mail : lehir@ipgp.fr

## EXPERIENCE PROFESSIONNELLE

* Depuis 2009 - Maître de conférences à l'Université Paris Diderot

* 2008-2009 - ATER à l'Institut de physique du globe de Paris

* 2007-2008 - Post-doctorat de 8mois au LMTG (GET) - CIRAD (Montpellier)
  - CEA (Gif s/Yvette)

* 2003-2007 - nombreuses vacances d'enseignement (UVSQ, ENS-Paris, ...)

* 2002-2003 - enseignant de SVT dans le secondaire (lycée F. COUPRIN, Fontainebleau)

## FORMATION

* Octobre 2004 – Novembre 2007 : Doctorat ED 143 Dynamique et Physico-chimie de la Terre et des Planètes (titre *comprendre et modéliser les glaciations du Néoprotérozoïque*, effectué au Laboratoire des Sciences du Climat et de l'Environnement (LSCE), UMR mixte CEA-CNRS-UVSQ).

* 2004 - DEA Géodynamique et Physique de la Terre, Filière "Sédimentologie et géochimie"

* 2002 Agrégation de Sciences de la Vie et de la Terre (spécialité Géologie) ENS Paris (rue d'Ulm) – Université Paris-Sud (Orsay)

* 1998-2001 : 1er et 2ème cycles de biologie préparés à l'Université Paris-Sud (Orsay)

## RECHERCHE

Mes activités de recherche concernent les changements climatiques pré-Quaternaires occasionnés par l'activité interne de la Terre (tectonique, volcanisme,...).

* J'étudie le couplage entre Terre interne et Terre externe afin de comprendre les mécanismes qui contrôlent l'évolution du climat aux longues échelles de temps (>1Ma), comme ses perturbations plus brèves (<1Ma).

* Plus récemment, j'ai également étudié les couplages du système climatique avec la biosphère via l'intégration des propriétés fonctionnelles de la biosphère.