Terre et climat

Ensuite, l’Ordovicien, il y a 460 millions d’années, voit un effondrement des températures de plus de 10°C en l’espace de 30 millions d’années. Ce bouleversement s’explique tout d’abord par l’explosion de la biodiversité, avec la Vie qui commence pour la première fois à conquérir la terre ferme. Mais aussi par la présence d’un immense continent, le Gondwana, qui s’avance vers le pôle sud, ce qui entraîne le développement d’une vaste calotte glaciaire.

Sur la fin de la période, la formation d’un deuxième continent, le Laurussia, conduit à l’orogenèse calédonienne qui tend à capter encore plus le CO2. Il en reste aujourd’hui des reliefs qui s’étendent des Appalaches jusqu’en Europe du Nord.

Remarquons qu’à l’époque, les températures comparables à celles du XVIIe siècle alors que le taux de CO2 est 9 fois plus élevé peuvent être attribuées à la masse continentale énorme du Gondwana centrée sur le pôle sud qui réfléchit la lumière solaire, mais aussi au fait que le rayonnement solaire augmente régulièrement sur le très long terme. Il y avait donc moins de rayonnement et il était davantage réfléchi dans l’espace.

Le minimum de température est atteint au début du Silurien (il y a 430 millions d’années), puis la hausse reprend et se poursuit pendant tout le Dévonien (il y a 400 millions d’années), avec en parallèle, une augmentation du CO2. Cette évolution est liée à la fin du captage calédonien combiné à un rééloignement du pôle sud du Gondwana. Au final, on revient à la situation du Cambrien, mais avec plus de Vie et donc moins de CO2.

Dans la deuxième moitié du Dévonien survient l’apparition des premières forêts qui recouvrent les continents. À court terme, la couverture sombre absorbe beaucoup plus le rayonnement solaire et la température connaît un pic brutal. Mais à plus long terme, elle provoque un captage du CO2 qui se poursuit pendant tout le Carbonifère (il y a 360 millions d’années) et qui occasionne une chute majeure de température.

La décomposition des arbres crée le charbon qu’on trouve aujourd’hui sous terre : brûler le charbon consiste donc à ramener dans l’atmosphère l’immense quantité de CO2 qu’il y avait à la fin du Dévonien. Précisons que les forêts entraînent une augmentation rapide de la teneur en oxygène de l’air pemettant l’apparition des premiers animaux terrestres de très grande taille. Pour la première fois dans l’Histoire, l’Homme pourrait respirer cette atmosphère.

Par ailleurs, la collision du Laurussia et du Gondwana provoque l’orogenèse hercynienne qui contribue à capter encore plus de CO2, sans compter que le retour du froid fait réapparaître la calotte polaire qui amplifie encore la diminution de la température. Cette collision est à l’origine de la Pangée et elle se retrouve aujourd’hui dans les vieux massifs d’Europe Occidentale.

La formation de la Pangée rendant toutefois l’intérieur, très éloigné des côtes, asséché, cause un rétrécissement majeur des forêts au Permien (il y a 300 millions d’années). Combiné à la fin de l’orogenèse hercynienne, le captage du CO2 est fortement réduit et les températures réaugmentent, d’autant que le rayonnement solaire s’est fortement accrû depuis le Cambrien.

La fin du Permien correspond à la plus grande catastrophe de l’Histoire de la Vie : il s’agit de l’éruption soudaine d’un volcanisme majeur à l’origine des trapps de Sibérie, sans doute lié à l’impact d’une gigantesque météorite aux antipodes de l’actuel Antarctique, le cratère suggérant un impacteur 4 à 5 fois plus gros que celui qui a mis bien plus tard fin aux dinosaures.

L’afflux de gaz à effet de serre provoque le plus grand pic de température jamais atteint dans l’Histoire de cet éon, ce qui entraîne l’extinction de 70% des espèces de vertébrés terrestres. De plus, l’acidification des océans par ces gaz rejetés occasionne l’extinction de 95% des espèces marines. Cette catastrophe environnementale marque le passage de l’ère primaire à l’ère secondaire, du Permien au Trias (il y a 245 millions d’années).

L’apparition des premiers conifères, plus adaptés aux milieux secs que les anciennes fougères, permet le repeuplement de la Pangée par les forêts. Le taux de CO2 et la température diminuent, mais tout en restant à des niveaux plus élevés qu’aujourd’hui. L’unité de la Pangée empêche toute nouvelle orogenèse qui contribuerait à capter le CO2, et l’érosion domine avec des environnements de plus en plus plats, notamment au Jurassique (il y a 200 millions d’années) qui est la simple continuité du Trias.

Cette platitude entraîne des mers peu profondes qui favorisent le développement du plancton, dont la décomposition est à l’origine du pétrole actuel. Finalement, le pétrole reprend le CO2 relâché à la fin de l’ère primaire tandis que le charbon reprend celui du début de l’ère primaire.

L’abondance du plancton crée des quantités d’oxygène inégalées qui atteignent leur maximum au Crétacé, ce qui favorise des incendies colossaux qui rejettent dans l’atmosphère le CO2 capté par les arbres, et explique que le taux de CO2 ne descend pas plus bas.

On notera qu’il fait plus froid qu’au Permien alors qu’il y a plus de CO2. Une explication tient là encore dans la forte oxygénation, qui augmente le ratio CO2 sur méthane. Or le méthane est un gaz à effet de serre 30 fois plus puissant que le CO2. Ainsi une atmosphère très oxygénée tend à être plus froide.

La fin du Jurassique voit s’achever ce calme géologique avec la fragmentation de la Pangée. La recrudescence du volcanisme provoque une nouvelle montée des températures pendant tout le Crétacé (il y a 145 millions d’années), jusqu’à ce que survienne la célèbre catastrophe qui met fin aux dinosaures et à l’ère secondaire.

Comme à la fin de l’ère primaire, il est plausible que l’impact de la météorite au Yucatan provoque une flambée de volcanisme aux antipodes, à l’origine des trapps du Deccan. L’envoi de cendres dans la stratosphère masque alors le soleil pendant plusieurs années, anéantissant une bonne partie de la flore, donc de la faune.

Cette crise permet toutefois le triomphe des plantes à fleurs qui captent beaucoup plus efficacement le CO2 que les conifères. Ce captage est encore renforcé par plusieurs orogenèses dues à la collision des continents en dérive : celle alpine entre les plaques africaine et eurasienne qui s’étend jusqu’en Iran à l’est ; et celle himalayenne entre les plaques indienne et eurasienne avec l’énorme redressement du Tibet derrière.

Dès le Paléocène (il y a 65 millions d’années), on atteint des niveaux de CO2 extrêmement faibles, une évolution qui se confirme pendant le néogène jusqu’à atteindre les taux de l’ère pré-industrielle. Il se produit concomitamment une diminution majeure des températures qui s’autoamplifie par le retour des calottes polaires.

Somme toute, l’époque récente correspond à l’un des trois grands minimums de température atteints depuis le début du Cambrien. Il nous reste à explorer les cinq dernières millions d’années. En effet, c’est à l’intérieur de ce minimum que se trouvent les fluctuations liées aux épisodes glaciaires et interglaciaires. On remarquera que les pré-humains ont toujours connu ce froid global couplé aux cycles glaciaires.

Épisode suivant
Calamités et catastrophes