L’évaluation de la concentration du dioxyde de carbone atmosphérique dans les temps géologiques

Le dioxyde de carbone est d’une importance fondamentale pour la vie, car les organismes photosynthétiques le prélèvent dans l’atmosphère et les océans pour en extraire leur carbone. Ce faisant, ils libèrent de l’oxygène, que toutes les cellules eucaryotes utilisent pour leur métabolisme. Le CO₂ permet également à l’eau liquide d’exister à la surface de la Terre, par son effet de serre radiatif. Un autre gaz à effet de serre, le méthane, a peut-être joué un rôle de premier plan dans la longue histoire de notre planète. Sans ces gaz, la température moyenne globale serait de – 17 °C au lieu de + 14 °C (durant la période 1961-1990). Les trois facteurs dont elle dépend sont la constante solaire (la puissance du rayonnement solaire qu’une surface perpendiculaire aux rayons reçoit), l’albédo (le pouvoir réfléchissant de la Terre) et la teneur en gaz à effet de serre. On sait que la constante solaire augmente lentement mais continuellement depuis la naissance du Système solaire. Il faut en tenir compte quand on parle des climats du Phanérozoïque (les 541 derniers millions d’années, depuis le début du Cambrien).

La concentration du CO₂ atmosphérique est mesurée depuis 1958 avec une bonne précision. L’analyse de bulles d’air piégées dans les glaces de l’Antarctique permet de remonter jusqu’il y a environ 800 000 ans. Elle a fait apparaître quatre périodes durant lesquelles la concentration est tombée aussi bas que 180 ppmv, qui correspondent à des maximums glaciaires et à des pics de poussières dans l’atmosphère. Malheureusement, cet intervalle de temps ne représente qu’une petite fraction du Phanérozoïque. Pour essayer de déterminer la teneur en CO₂ il y a plus de 800 000 ans, deux méthodes existent.

Les modélisations du cycle du carbone

La première consiste à modéliser le cycle du carbone. Cet élément est présent dans l’atmosphère sous forme de CO₂, ainsi que dans le manteau où le CO₂ est un fluide supercritique, mais en quantité bien sûr difficile à évaluer. Les volcans sont des émetteurs de CO₂ dans l’atmosphère, de même que le métamorphisme des carbonates de calcium et de magnésium. Il les transforme en silicates de calcium et de magnésium avec émission de CO₂. Ce gaz se dissout dans l’eau de pluie et participe à l’altération (ou l’érosion, pour utiliser un terme plus courant) des roches, qui est un puits de CO₂ atmosphérique. Le carbone, d’abord transporté dans les océans par les fleuves, est susceptible d’être piégé dans des sédiments sous forme de calcaire (carbonate de calcium). Globalement, ce processus est l’inverse de l’émission de CO₂ par les volcans et le métamorphisme.

La photosynthèse transforme le carbone oxydé du CO₂ en carbone réduit pour l’inclure dans la biomasse ; la respiration et la décomposition de la matière organique restituent ce CO₂ à l’atmosphère. Cependant, si elle est enfouie à l’abri de l’oxygène dans des sédiments, par exemple sous forme de charbon ou de pétrole, ce carbone est piégé pour longtemps. L’altération à l’air libre (l’oxydation, en fait) de cette matière organique peut rendre son carbone à l’atmosphère après quelques dizaines ou centaines de millions d’années.

Connaissant les sources et les puits de carbone, on peut évaluer la teneur en CO₂ atmosphérique au cours du Phanérozoïque grâce à des calculs par ordinateur. Celle de l’oxygène est également calculée, puisqu’elle lui est liée. C’est une tâche que Robert A. Berner (1935-2015) a effectué à partir de 1983, seul ou avec des collaborateurs. Il y a consacré toute sa carrière. Le modèle présenté en 1994 s’appelle GEOCARB II. Avec Zavareth Kothavala, Berner en a fourni en 2001 une version révisée, GEOCARB III. En 2006, est venu le modèle GEOCARBSULF, qui tient compte du soufre. Il avait cependant un concurrent : le modèle COPSE (Carbon Oxygen Phosphorus Sulfur Evolution), mis au point par Noam Bergman, Timothy Lenton et Andrew Watson et présenté en 2004.

Pour le début du Paléozoïque, COPSE prédit une concentration très élevée du CO₂, au moins 10 fois supérieure à la concentration actuelle, ainsi que beaucoup de phosphate et peu de sulfate dans les océans. La concentration de l’oxygène était alors de 0,2 à 0,6 fois l’actuelle. Quand les plantes sont parties à la conquête des continents, durant l’Ordovicien et le Silurien, et surtout quand les premières forêts sont apparues durant le Dévonien, les racines ont provoqué une altération accrue des roches et du carbone organique a commencé à sédimenter sur les terres. Il en a résulté une baisse drastique de la concentration du CO₂, qui n’avait plus que 3 à 4 fois le niveau actuel. Quant à la teneur en oxygène, elle a augmenté jusqu’à 1,5 fois la teneur actuelle durant le Carbonifère et le Permien. Cette époque est marquée par une longue ère glaciaire, la plus importante de tout le Phanérozoïque, caractérisée par la présence d’un inlandsis sur le supercontinent Gondwana, autour du pôle Sud. Dans les océans, le rapport phosphate/nitrate a acquis la valeur qu’il a aujourd’hui dans le plancton. Par la suite, la teneur en CO₂ a augmenté. On sait maintenant qu’elle a atteint un record durant la crise Permien-Trias il y a 252 millions d’années, mais aucun modèle ne fait pas apparaître ce pic.

En dépit des incertitudes considérables pour le début du Paléozoïque, les modèles GEOCARB donnent à peu près le même récit. Initialement très élevée, la concentration du CO₂ a chuté pour devenir très basse durant la glaciation gondwanienne. Simultanément, la teneur en oxygène a augmenté jusqu’à plus de 30 %, alors qu’elle est actuellement de 20,95 %. Mais il y a un problème : ces calculs sont contredits par la découverte de bulles d’air dans des cristaux de halite (de chlorure de sodium). Elles ne livrent pas autant de renseignements que les bulles d’air des glaces de l’Antarctique. Elles ne donnent pas la concentration du CO₂, mais celle de l’oxygène. Elles ne font pas apparaître d’augmentation durant le Carbonifère et le Permien, mais plutôt durant le Silurien. Si cela ne contredit pas ce qui a été dit sur le CO₂, cela montre que les modèles sont faillibles.

L’utilisation des indicateurs paléoclimatiques

Des indicateurs paléoclimatiques, appelés proxies en anglais, permettent d’évaluer la concentration du CO₂ atmosphérique de manière tout à fait différente, par l’influence qu’il a exercée sur les plantes, les sols et les roches. Cette méthode a été beaucoup développée à partir des années 1990 et six indicateurs principaux sont maintenant utilisés. Les proxies pour l’oxygène atmosphérique sont moins nombreux. Bien sûr, toutes les estimations ont des incertitudes, mais les scientifiques savent qu’elles sont faibles pour les basses teneurs en CO₂ et qu’elles s’accroissent quand la teneur en CO₂ augmente.

Les stomates des plantes sont des orifices microscopiques à la surface des feuilles, par lesquelles les échanges gazeux se font : les plantes absorbent du CO₂ et libèrent de l’oxygène et de la vapeur d’eau. Quand la teneur en CO₂ augmente, elles diminuent leur densité stomatique afin de réduire l’évapo-transpiration (la perte d’eau sous forme de vapeur). Les scientifiques utilisent de préférence l’index stomatique, défini comme le rapport du nombre de stomates sur le nombre total de cellules épidermiques par unité de surface foliaire. Il leur reste à trouver des feuilles suffisamment bien fossilisées pour que leurs stomates soient restés visibles. Cet indicateur ne peut pas être utilisé au-delà du Dévonien, puisque les feuilles n’existaient pas encore. De plus, l’incertitude augmente très vite avec la concentration du CO₂. Pour une concentration supérieure à 700 ppmv, l’indicateur perd toute fiabilité. La pression atmosphérique peut également biaiser les résultats, mais la plupart du temps, les plantes vivaient à moins de 1 000 mètres d’altitude, si bien que l’influence de la pression est mineure. Enfin, chaque espèce a une manière spécifique de répondre aux variations de la concentration du CO₂.

Le phytoplancton ne peut pas contrôler son absorption de CO₂. Plus il y a de dioxyde de carbone dissous dans l’eau de mer et plus il en capte. Ce faisant, il effectue un fractionnement isotopique : il retient mieux le carbone 12 que le carbone 13 parce que ce dernier est un peu plus lourd. Ce fractionnement augmente avec la concentration du CO₂ dissous, qui dépend elle-même de la concentration du CO₂ atmosphérique. Le rapport ¹³C/¹²C peut être mesuré dans des résidus de phytoplancton. Ainsi, la formation Greenhorn à l’ouest des USA contient des géoporphyrines, qui dérivent de molécules de chlorophylle. Elle est datée du Cénomanien-Turonien (de 100 à 90 Ma), au début du Crétacé supérieur. Les scientifiques y ont mesuré un appauvrissement en carbone 13 par rapport au carbone organique total de l’époque, mais aussi par rapport aux produits de la photosynthèse actuelle (Hayes et al., 1989). Quant au rapport ¹³C/¹²C du carbone de l’eau de mer, il peut être évalué grâce aux rapports isotopiques du carbone et de l’oxygène composant la calcite CaCO₃ qui y a précipité. À partir de ces deux rapports, celui du phytoplancton et celui de l’eau de mer, on calcule le fractionnement isotopique effectué par la photosynthèse, d’où une évaluation de la teneur en CO₂ atmosphérique. Parmi les problèmes qui se présentent, de la matière organique marine non photosynthétique ou d’origine terrestre est toujours présente dans les sédiments, même dans les grands fonds. Pour y remédier, les scientifiques utilisent des biomarqueurs présents dans un nombre limité d’espèces, tels que des alcénones produites par des haptophytes – des algues unicellulaires, dont les coccolithophoridés, qui sont une importante composante du phytoplancton. Ces molécules très résistantes peuvent subsister dans les sédiments plus de 100 millions d’années.

Les marchantiophytes, plus communément appelées les hépatiques, sont des plantes primitives dépourvues de stomates. Toutes les autres plantes, que les biologistes appellent d’ailleurs des stomatophytes, en ont. Les hépatiques se rapprochent ainsi des algues, qui sont les « ancêtres » des plantes terrestres. Une augmentation de la concentration du CO₂ atmosphérique fait diminuer le rapport ¹³C/¹²C du carbone assimilé et donc augmenter le fractionnement isotopique. Ainsi, ces plantes sont des proxies comparables au phytoplancton. Les bryophytes peuvent également être utilisées. Au sens strict, cette famille de plantes comprend les mousses et les sphaignes, mais pas les marchantiophytes. Au sens large, ces dernières y sont incluses. En 2006, Benjamin Fletcher et trois confrères ont présenté un modèle appelé BRYOCARB, qui permet de calculer la concentration du CO₂ atmosphérique d’après le rapport ¹³C/¹²C de ces plantes, celui de l’air, la température, la teneur en oxygène, l’irradiance solaire et une série de paramètres physiologiques.

Les paléosols sont d’anciens sols conservés jusqu’à maintenant. Sous des climats arides ou semi-arides, de la calcite y précipite. Dans les autres sols, le carbone provient de deux sources : la respiration des organismes vivants et la diffusion du CO₂ atmosphérique. Comme les rapports ¹³C/¹²C de ces trois sources sont distincts, il est possible d’en déduire la concentration passée de ce gaz, mais les mesures ne sont pas faciles à faire. La méthode a été mise au point dans les années 1990 par Thure Cerling, un géologue et biologiste de l’université de l’Utah. Une méthode analogue repose sur l’étude de traces de carbonate CO₃ dans de la goethite FeOH, qui est un hydroxyde de fer. Là encore, il faut mesurer le rapport ¹³C/¹²C du carbonate et de la matière organique. L’avantage de ce proxy est que la concentration en carbonate dans la goethite donne directement celle du CO₂ issu de la respiration.

Le bore est présent dans les océans sous deux formes, B(OH)₃ et B(OH)₄^– , dont les concentrations dépendent du pH de l’eau. On retrouve cet élément dans les carbonates qui ont sédimenté. Comme les compositions isotopiques du bore varie dans ces deux espèces chimiques, il est possible d’en déduire le pH qu’avait l’eau de mer à l’époque étudiée. Moyennant quelques suppositions sur l’alcalinité totale ou la concentration en carbone inorganique dissous, la teneur en CO₂ atmosphérique peut être calculé à partir du pH des océans. On sait que son augmentation actuelle fait diminuer leur pH. L’utilisation de cet indicateur se heurte à plusieurs difficultés. Dans les carbonates produits par des organismes vivants, le fractionnement isotopique du bore dépend de chaque espèce. On pensait initialement que seul B(OH)₄^– était présent dans les carbonates, mais B(OH)₃ est également incorporé et la proportion entre les deux espèces chimiques dépend du pH. D’une manière générale, il faut se méfier des études les plus anciennes, celles qui ont une vingtaine d’années. Des erreurs systématiques étaient présentes.

La nahcolite NaHCO₃ est un minéral rare. Des expériences ont montré que dans le système nahcolite-trona-natron, la nahcolite précipite seulement si la concentration du CO₂ est supérieure à 1 300 ppmv (ou peut-être 1 000 ppmv). Pour utiliser ce minéral comme proxy, il faut supposer qu’il s’est formé à l’interface eau-air qu’il y avait peu de CO₂ produit par la respiration. Par ailleurs, ce minéral n’est connu que durant l’Éocène (de 56 à 34 Ma). Il suggère un lien entre les températures élevées de cette époque et la teneur en CO₂ atmosphérique.

Synthèse des résultats

Il faut s’attendre à ce que, avec toutes ces difficultés, ces méthodes donnent des résultats très dispersés. C’est bien le cas, mais la compilation de 761 évaluations qui a été effectuée par Dana Royer en 2014 fait apparaître quelques tendances assez nettes. Deux niveaux élevés de concentration du CO₂ sont observés au début du Dévonien, il y a environ 400 millions d’années, puis à la fin du Trias, vers 200 millions d’années. Seuls les paléosols et les végétaux permettent de discerner le premier maximum, tandis que les hépatiques sont en mesure de témoigner pour le Trias. La teneur en CO₂ a atteint des maximums moins importants durant le Permien, le Jurassique et l’Éocène. Les proxys utilisables sont plus nombreux durant le Cénozoïque (de 66 Ma à maintenant) et donnent par conséquent une reconstitution plus sûre de la concentration du CO₂, jusqu’à ce que la calotte glaciaire de l’Antarctique soit utilisable.

En 2014 également, avec Peter Franks et cinq autres scientifiques, Dana Royer (professeur à l’université Wesleyan à Middletwon dans le Connecticut), a publié un autre article dans lequel il explique que la concentration du CO₂ est restée sous les 1 000 ppmv après le Dévonien, durant la majeure partie du Phanérozoïque. Cette conclusion repose sur une meilleure description des échanges de gaz entre les feuilles et l’atmosphère. Elle a été contestée en 2016 par l’équipe de Jennifer McElwain, grâce à une nouvelle étude de la physiologie des végétaux. D’après elle, la teneur en CO₂ a été sous-estimée. Mais Franks et Royer ont pointé deux erreurs. Quand elles sont corrigées, il apparaît que les travaux de McElwain renforcent leur propre conclusion.

Lien entre constante solaire, teneur en dioxyde de carbone et climats

En 2017, Gavin Foster, Dana Royer et Daniel Lunt ont publié un article reposant sur cinq proxies : les stomates, les paléosols, les hépatiques, le bore assimilé par les foraminifères pour synthétiser leurs coquilles en calcite et les alcénones. Les mesures permettent de remonter jusqu’il y a 420 millions d’années. Cela correspond à la limite entre le Silurien et le Dévonien. Sur cette échelle de temps, l’évolution des climats a été largement dominée par les variations de l’irradiance solaire totale (ou constante solaire) et par les changements de concentration des gaz à effet de serre. Actuellement, l’irradiance solaire a une valeur d’environ 1 368 W/m². À la fin du Dévonien, elle était de 50 W/m² inférieure. L’augmentation de la constante solaire a causé jusqu’à présent un forçage radiatif (c’est-à-dire une variation de l’effet de serre) de + 9 W/m². Par comparaison, le forçage radiatif provoqué par l’augmentation actuelle de la concentration en gaz à effet de serre est de + 2,72 W/m². Mais cette hausse de la luminosité du Soleil a été presque entièrement annulée par une baisse continuelle de la teneur en CO₂, abstraction faite des variations rapides comme celles du Dévonien et du Trias. Ce sont probablement l’érosion et l’expansion des forêts qui sont responsables de cette baisse. Il s’agit d’une rétroaction négative assurant l’habitabilité de la Terre à long terme.

Le GIEC a repris ces travaux dans son sixième rapport d’évaluation en y ajoutant des publications plus récentes. Les deux grandes ères glaciaires du Phanérozoïque, permo-carbonifère et actuelle, correspondent à des teneurs en CO₂ inférieures à 500 ppmv. Une glaciation plus courte les a précédées, celle de la fin de l’Ordovicien il y a environ 444 millions d’années. La teneur en CO₂ était supérieure, mais avec une luminosité solaire inférieure de 4 % à l’actuelle, des calottes glaciaires pouvaient apparaître à 2 000–4 000 ppmv. Il est possible qu’un cratère d’impact de 520 km de diamètre au sud-est de l’Australie soit à l’origine de cet évènement (Andrew Yoram Glikson, 2023).

Le Dévonien a été une période chaude, de même que le Trias. Cependant, le principal pic de température s’est produit à la limite Permien-Trias il y a 252 millions d’années, battant tous les records du Phanérozoïque. Durant le Trias, entre 220 et 200 Ma, la teneur en CO₂ devait être de 2 000 à 5 000 ppmv. L’accord entre températures et concentration du CO₂ est excellent durant le Cénozoïque. Pendant le maximum thermique Paléocène-Éocène il y a 56 millions d’années, la concentration est rapidement montée de 900 à environ 2 000 ppmv, à cause de l’émission de carbone par des volcans. La hausse a dû être de 0,3 à 1,5 gigatonne de carbone par an, soit 4 à 5 fois moins que la hausse actuelle. L’optimum climatique de l’Éocène, plus durable, correspond à une concentration du CO₂ de 1 150 à 2 500 ppmv. Elle a ensuite décru pendant 50 millions d’années, à un rythme de 16 ppmv par million d’années. La dernière fois qu’elle était à 1 000 ppmv, c’était avant la transition Éocène-Oligocène il y a 34 millions d’années. Le refroidissement a entraîné la première avancée majeure de la calotte glaciaire de l’Antarctique.

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J.M. Hayes et al., An isotopic study of biogeochemical relationships between carbonates and organic carbon in the Greenhorn Formation, Geochimica et Cosmochimica Acta, Volume 53, Issue 11, November 1989.

Robert A. Berner and Zavareth Kothavala, Geocarb III: A Revised Model of Atmospheric CO₂ over Phanerozoic Time, American Journal of Science, February 2001.

Noam M. Bergman et al., COPSE: A new model of biogeochemical cycling over Phanerozoic time, American Journal of Science, May 2004.

Robert A. Berner, GEOCARBSULF: A combined model for Phanerozoic atmospheric O₂ and CO₂, Geochimica et Cosmochimica Acta, Volume 70, Issue 23, 1 December 2006.

Benjamin J. Fletcher et al., BRYOCARB: A process-based model of thallose liverwort carbon isotope fractionation in response to CO₂, O₂, light and temperature, Geochimica et Cosmochimica Acta, Volume 70, Issue 23, 1 December 2006.

Dana Royer, Atmospheric CO₂ and O₂ During the Phanerozoic: Tools, Patterns,
and Impacts, Treatise on Geochemistry 2nd Edition, 2014.

Peter J. Franks, Dana L. Royer et al., New constraints on atmospheric CO₂ concentration for the Phanerozoic, Geophysical Research Letters, 25 June 2014.

J.C. McElwain et al., Was atmospheric CO₂ capped at 1000 ppm over the past 300 million years?, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 441, 1 January 2016.

Gavin L. Foster et al., Future climate forcing potentially without precedent in the last 420 million years, Nature Communications, 04 April 2017.

Benjamin J.W. Mills et al., Elevated CO₂ degassing rates prevented the return of Snowball Earth during the Phanerozoic, Nature Communications, 24 October 2017.

Benjamin J.W. Mills et al., Modelling the long-term carbon cycle, atmospheric CO₂, and Earth surface temperature from late Neoproterozoic to present day, Gondwana Research 67, March 2019.

Andrew Yoram Glikson, An asteroid impact origin of the Hirnantian (end-Ordovician) glaciation and mass extinction, Gondwana Research, Volume 118, June 2023.