#tectonique

Que faire en ces temps confinés ? Je me suis mis dans la tête l’idée de scanner quelques-uns de mes dessins de Terminale D et de Fac... Et oui, j’écris mal !

La Terre est une planète de 6370 km de rayon. Sa masse vaut 5,97 1024kg. Elle orbite à 149 millions de km du Soleil. Le rayon orbital moyen de la Terre sert de référence pour définir l’Unité Astronomique (UA). Lorsqu'elle est la plus proche du Soleil (périhélie) la distance entre la Terre et le Soleil vaut 0,983 UA. Lorsqu'elle est la plus éloignée (aphélie) elle vaut 1,016 UA. La vitesse moyenne de la Terre dans un référentiel solaire est de 30000 km/s environ. Elle varie de plus ou moins 500 km/s. L’axe de rotation de la Terre n’est pas perpendiculaire au plan de l’écliptique (le plan de l’orbite terrestre). Il est incliné de 23,5 degrés par rapport à l’axe des pôles du Soleil (voir le post à ce sujet).

La Terre est une planète tellurique. Elle est composée de 32% de fer, 30% d’oxygène, 15% de silicium, 14% de magnésium, 3% de soufre, 2% de nickel, 1,5% de calcium, 1,4% d’aluminium et de traces d’autres éléments. Le silicium (sous forme de silice SiO2) est l’élément le plus répandu dans la croûte terrestre (plus de la moitié). Le fer est principalement concentré dans le noyau. Il est aussi présent sous forme d’oxyde de fer dans la croûte terrestre.

La formation de la Terre

La Terre s'est formée par accrétion dans le disque de matière résiduelle orbitant autour du Soleil qui venait tout juste de se former il y a 4.5 milliards d'années. L’orbite de la Terre se trouve en-deçà de la ligne des glaces. A l’intérieur de cette limite, les éléments volatils comme les molécules d’eau, l’ammoniac, le méthane ou le dioxyde de carbone n’existent qu’à l’état gazeux et ils sont dispersés dans une sorte de halo plus ou moins aplati. Les éléments plus lourds (silicium, magnésium, soufre, calcium, fer, nickel…) forment un disque beaucoup moins épais.

Le processus qui a abouti à la formation de ce disque est relativement complexe. Les particules qui n’ont pas été absorbées par l’étoile tournent autour de celle-ci tout en interagissant entre elles. Il se forme alors un tourbillon par conservation du moment cinétique. Ce tourbillon conduit très rapidement à la formation d’un disque plus ou moins aplati. Ce sont les interactions entre les particules et les poussières de matière en rotation autour de la protoétoile qui amène à l’aplatissement de ce disque : par simple collision mais également par viscosité, principalement en raison de phénomènes magnétohydrodynamiques complexes. Ces interactions se traduisent sur le moyen terme (quelques milliers d’années) par un alignement des vecteurs « moment cinétique » de ces particules et poussières, ainsi que par une annulation de la composante v(theta) de leur vitesse. Or, il est facile de voir qu’il ne peut pas y avoir d’orbite dans un plan perpendiculaire à l’axe de rotation autre que le plan équatorial (voir la figure qui suit).

Nota : on se place dans un repère sphérique dans lequel les trois coordonnées sont r, phi, et theta. L’axe Oz est l’axe de rotation du disque, l’angle phi définit la position en azimut et l’angle theta en site, c’est-à-dire l’écart angulaire par rapport au plan équatorial. Dans la figure ci-dessus, on voit que la résultante de la force centrifuge et de la force d’attraction ramène toute particule en orbite autour de l’axe Oz dans le plan équatorial.

Dans le disque protoplanétaire, les trajectoires des particules sont à peu près circulaires et elles vont à des vitesses proches les unes des autres. La modélisation montre qu’elles vont s’agréger en quelques milliers d’années pour former des grains de poussière dont la taille peut aller jusqu’à une dizaine de centimètres. Les forces de cohésion en jeu à ce stade sont principalement électrostatiques. Les inhomogénéités croissantes au sein du disque vont alors engendrer un régime de vitesse un peu plus turbulent qui favorise les collisions et stimule la croissance des grains.

La phase qui suit et qui conduit à la création de planétésimaux de quelques centaines de mètres à quelques kilomètres en taille est moins bien comprise. Elle dure quelques millions d’années. Cette fois, c’est la force d’attraction gravitationnelle qui devient la force principale de cohésion. L’orbite des planétésimaux est soumise à de multiples interactions avec des planétésimaux de taille similaire ou plus gros. Les déviations et les collisions sont nombreuses. Encore quelques millions d’années et les planétésimaux vont se regrouper pour former des protoplanètes (environ 10% de la masse terrestre). Ces protoplanètes sont suffisamment grosses pour attirer à elles tous les planétésimaux qui croisent dans les parages, et peut-être même pour entrer en collision avec d’autres protoplanètes déstabilisées par leur présence. Seuls les corps les plus gros peuvent conserver une orbite à peu près stable dans ce jeu de billard (proto)planétaire.

Les collisions sont violentes, les impacts volatilisent les plus petits corps. Les planétologues estiment que c’est à la suite d’une collision un peu plus spectaculaire que les autres que s’est formé le couple Terre-Lune. Les protoplanètes ont subi ce bombardement intense pendant des centaines de millions d’années. L’énergie des chocs s’ajoutant à la chaleur dissipée par la radioactivité interne, elles ont accumulé une énergie interne énorme qui a transformé une partie de la matière en magma. (Il n’y a pas de dissipation possible de cette énergie dans le vide autrement que par rayonnement.) Il en résulte un processus de différenciation. Le point de fusion du fer et du nickel est plus bas que celui des silicates, par contre, leur masse volumique est plus élevée. Les silicates solides vont avoir tendance à rester en surface pendant que le fer et le nickel coulent au fond de l’océan de magma. 

C’est ce processus qui a conduit à agréger la plus grande partie de la matière du disque protoplanétaire au sein des 4 planètes telluriques que nous connaissons.

La Lune

L’astre de nos nuits serait le fruit, comme cela a été dit plus haut, de la rencontre cataclysmique entre la proto-Terre et un impacteur de la taille de Mars baptisé Théia. L’impacteur se serait volatilisé sous le choc en arrachant à la Terre une partie de ses couches périphériques. La plus grande partie serait retombée sur Terre, l’autre aurait formé notre satellite. C’est l’hypothèse la plus probable qui permet d’expliquer la similitude de composition chimique et isotopique des minéraux ramenés par les missions Apollo avec celle des minéraux terrestres (en particulier la proportion d’isotope 54Fe).

La masse de la Lune vaut 7.35 1022 kg (1.23% de la masse de la Terre) et son rayon 1730 km. L’orbite de notre satellite a un demi-grand axe de 385 000 km. Elle tourne en 27 jours et 8 heures autour de la Terre. La période de rotation de la Lune est la même que sa période orbitale : elle présente donc toujours la même face à un observateur terrestre. Cette concordance de l’interaction Terre-Lune est dû au phénomène de marées. Le déplacement des masses océaniques et la déformation du manteau engendrés par ce phénomène entraînent un couplage entre le mouvement de la Terre et celui de la Lune. Ce couplage se traduit par un ralentissement de la vitesse de rotation de la Terre et un éloignement progressif de la Lune par rapport à notre planète (voir le post consacré à ce sujet). 

La présence de la Lune a un effet bénéfique sur notre Terre. Elle stabilise l’axe de rotation de la Terre sur elle-même, permettant du même coup la succession régulière des saisons.

Accalmie

Au bout d’un certain temps, le bombardement auquel la Terre (et les autres planètes) a été soumise est devenu moins intensif faute de matériau disponible pour l’entretenir. Le premier effet de cette accalmie a été une accélération de la différenciation entre éléments lourds, qui se sont concentrés au cœur de la planète, et éléments plus légers qui sont restés à la périphérie (auparavant le bombardement par des astéroïdes entretenait un mixage permanent des matériaux). Cette différenciation n’a jamais été parfaite : des éléments légers sont restés dissous dans le cœur métallique liquide et des atomes de fer et de nickel dans le magma à base de silicates.

Dans le même temps le flux d’énergie s’est inversé. La Terre a cessé de s’échauffer sous l’effet des collisions multiples et de la radioactivité et elle a commencé à dissiper son énergie interne par rayonnement, entamant un long processus de refroidissement qui se poursuit encore de nos jours. Ce processus a conduit à une structuration de la matière en couches superposées dont la nature et les caractéristiques physiques dépendent de la densité, de la pression et de la température.

Apparition de la vie

L’atmosphère de la jeune Terre est constituée principalement de méthane (CH4), d’ammoniac (NH3), de vapeur d’eau, de dioxyde de carbone (CO2) et de cyanure d’hydrogène (HCN) : les molécules volatiles présentes en deçà de la ligne des glaces. Mais cette composition va changer rapidement, en raison d’un volcanisme très actif et surtout du fait de l’oxydation du méthane par les oxydes de fer. Celui-ci va disparaître pour laisser la place au dioxyde de carbone :

Par ailleurs, la Terre n’étant pas protégée de l’action des UV (pas de dioxygène donc pas de couche d’ozone), l’ammoniac se dissocie en N2 et H2. En l’absence de méthane et d’ammoniac, le milieu ambiant n’est pas très favorable à l’émergence de macromolécules organiques complexes. Celles-ci vont cependant apparaître au bout de sept à huit cents millions d’années. Les scientifiques pensent que l’apport des comètes a joué un rôle essentiel en la matière. On sait maintenant (notamment grâce aux résultats de la mission Rosetta) que de nombreuses molécules prébiotiques sont présentes dans les comètes. On a même trouvé des traces de glycine, un acide aminé, sur la comète Tchouri. Cet apport a été complété par l’activité sous-marine des volcans. La présence de sulfures d’origine volcanique et d’argiles a permis la polymérisation de ce matériau prébiotique et l’apparition de ces macromolécules organiques complexes.

Dans le même temps, la teneur en dioxyde de carbone de l’atmosphère a progressivement diminué. Le CO2 s’est dissout dans l’humidité ambiante (le CO2 entretenant un puissant effet de serre, l’humidité est très forte) pour donner de l’acide carbonique (H2CO3). Les pluies acides ruissellent en réagissant avec les silicates et le dioxyde de carbone finit piégé sous la forme de carbonate de calcium au fond des océans (CaCO3). Ce carbonate de calcium est à l’origine des massifs calcaires que nous connaissons aujourd’hui.

La « montée en complexité » des macromolécules organiques est un processus complexe encore mal compris (voir les posts sur la chimie du vivant). Toujours est-il que les géologues ont retrouvé des fossiles de microorganismes méthanogènes vieux de 3,5 milliards d’années. On peut supposer que, dès lors, la concentration en méthane a recommencé à croître, ce qui a permis une plus grande diversité dans la production de molécules organiques complexes. La suite de l’histoire est mieux documentée. Il y a 2,5 milliards d’années sont apparues des cyanobactéries capables de transformer le dioxyde de carbone en dioxygène par photosynthèse. Cette production s’est accompagnée d’une séquestration massive de CO2 sous la forme de stromatolithes, des sortes de gros coussins calcaires de structure laminaire.

L’oxygénation de l’atmosphère a tout d’abord conduit à une oxydation généralisée des matériaux en surface de la Terre. Une fois ces minéraux saturés, le dioxygène s’est diffusé dans l’atmosphère et a pris la place du CO2. La teneur en méthane a de nouveau baissé. La plupart des microorganismes méthanogènes sont anaérobies. Ils ont donc disparu et le méthane présent dans l’atmosphère s’est à nouveau oxydé.

Composition actuelle de la Terre

Au centre de la Terre, dans un rayon de 3500 km, se trouve le noyau qui concentre les éléments les plus lourds. Au cœur de ce noyau, dans un rayon de 1200 km, on ne trouve pratiquement que du Fer (80%) et du Nickel (20%). La pression est telle (3.5 millions de bars) que le métal est à l’état solide malgré la température très élevée (plus de 6000 degrés). La densité du noyau interne est supérieure à 12 g/cm3.

Ce cœur solide est entouré par un noyau externe liquide. Le noyau externe est composé de fer (85%), de nickel (5%) et d’un autre élément chimique encore indéterminé. Sa densité moyenne est de 10 g/cm3. Sa température varie de 5000 K à l’interface avec le noyau interne et 3500 K à la limite supérieure. Des éléments plus légers sont dissous dans le métal en fusion. Le noyau externe est éminemment conducteur. Les courants qui le traversent sont à l’origine du champ magnétique terrestre (voir plus bas).

Le manteau entoure le noyau. Sa densité moyenne est nettement plus faible (5.5 g/cm3 au plus profond, 3.3 g/cm3 sous la croûte terrestre). Ceci explique qu'il flotte au-dessus du noyau externe bien qu'il soit à l'état solide. Il est composé principalement de péridotite, une roche à base d’olivine et de pyroxène. L’olivine et le pyroxène sont des silicates. On distingue le manteau inférieur et le manteau supérieur. Le manteau inférieur est solide mais il a une certaine plasticité qu’on pourrait comparer, toute proportion gardée, à celle des glaciers. Il s’étend jusqu’à une profondeur de 700 km en dessous de la surface terrestre (soit une épaisseur totale de 2200 km environ). A cette profondeur, la température est encore de 2000 K. Le manteau supérieur a une épaisseur variable de 600 km en moyenne. Il est ductile dans sa partie inférieure (asthénosphère). La couche supérieure (quelques dizaines de km d’épaisseur) a une température trop faible pour avoir les mêmes propriétés plastiques que l’asthénosphère. Elle est partiellement cristallisée et forme des plaques relativement rigides (dites plaques tectoniques) qui se déplacent sur l’asthénosphère.

Ces plaques sont surmontées d’une croûte plus ou moins épaisse, de 5 km à 100 km, avec laquelle elles forment ce que l’on appelle la lithosphère. La croûte terrestre est composée majoritairement de granit dans les zones émergées et de basalte sous les océans. L’épaisseur de la croûte est bien plus faible sous les océans que dans la partie émergée. La densité de la lithosphère est voisine de 3 g/cm3.

Le refroidissement de la Terre est un processus dynamique qui implique la totalité de sa structure interne. Le flux de chaleur qui la traverse se traduit par des mouvements de convection dans le cœur externe. Il est dû, comme on le verra plus loin, pour partie au refroidissement du noyau et pour une autre partie à la radioactivité naturelle. A la périphérie, les discontinuités entre plaques au niveau de la lithosphère créent des zones de fragilité au travers desquelles la matière ductile du manteau, qui est sous pression, tend à s’infiltrer et à remonter. La dépressurisation qui se produit à cette occasion entraîne la fusion de cette matière. Elle crée des poches de magma qui sont à l’origine des phénomènes volcaniques. Lorsqu'il se produit entre deux plaques tectoniques, le jaillissement de matière est continu, exerçant une poussée qui contribue à écarter ces plaques. Le mouvement des plaques les unes par rapport aux autres donne lieu au phénomène de tectonique des plaques (à l'origine de la dérive des continents) et aux tremblements de terre.

C’est Alfred Wegener qui a, le premier, émis l’hypothèse de la dérive des continents au début du XXème siècle. Il faudra néanmoins attendre le début des années 1960 pour que cette hypothèse soit admise par la communauté scientifique. La dérive des continents et la tectonique des plaques sont aujourd’hui mesurées avec précision. Elle peut aller jusqu’à 10 cm par an à certains endroits. A la frontière entre plaques se produisent de nombreux phénomènes géologiques : volcanisme, séismes, formation de chaînes de montagne… La tectonique des plaques et le volcanisme ont façonné (et continuent de façonner) la géographie de notre planète.

Le champ magnétique terrestre

Comme nous l’avons dit plus haut, la Terre est constituée d’un noyau de fer entouré par un manteau silicaté. Le noyau de fer lui-même se partage en une graine solide (noyau interne) au cœur d’un océan de fer et de nickel en fusion.

Compte tenu de la température et de la pression très élevées dans le noyau, des éléments plus légers sont dissous dans celui-ci : silicium, mais aussi magnésium. Or ce noyau se refroidit très lentement et la taille du noyau interne croît inexorablement. Dans le processus de cristallisation du fer et du nickel qui est à l’œuvre à l'interface entre le cœur solide et le noyau externe, les éléments plus légers sont exsolvés. On dit qu'ils précipitent (au sens chimique de ce terme : ils ne se dissolvent pas dans le noyau externe qui est saturé). Ils ont tendance à remonter vers le manteau par le simple effet de la poussée d’Archimède. Ils induisent de ce fait un mécanisme de convection dans le noyau liquide. Cet énorme brassage est entretenu par l’énergie gravitationnelle libérée par la remontée des éléments légers et par l’énergie dissipée par les éléments radioactifs.

La Terre tourne… Il en résulte un effet Coriolis qui contraint les mouvements de convection à s’organiser en cyclones ou en anticyclones dont l’axe est sensiblement parallèle à l’axe de rotation de la Terre (il y a, en plus, d’autres effets parasites qui font que l’alignement n’est pas parfait… ni constant dans le temps). Lorsque les mouvements de convection sont suffisamment prononcés, il se produit un phénomène appelé instabilité dynamo. La circulation des électrons libres qui tournent en boucle dans les tourbillons génère un champ magnétique qui, en retour, stimule la circulation de ce courant : il apparaît une force électromotrice dans les spires de courant qui croît jusqu’à atteindre un niveau d’équilibre énergétique, ce qui fait que le mécanisme est auto-entretenu.

L'effet dynamo n'est cependant pas complètement stable. Le niveau du champ magnétique terrestre varie sans cesse. Il a connu dans le passé des périodes au cours desquelles il disparaissait presque complètement avant de s'inverser et de se renforcer dans le sens opposé. Notre pôle Nord était, il y a plusieurs centaines de millions d'années, un pôle Sud magnétique ! On estime que le champ magnétique s'est inversé en moyenne tous les 250 millions d'années depuis qu'il existe (les sédiments du manteau gardent la trace de son orientation). Le cycle actuel a dépassé depuis longtemps cette durée et il se pourrait donc qu'une inversion des pôles soit imminente. Disons… d'ici quelques millions d'années.

C’est la convection dans le noyau liquide qui entretient le champ magnétique terrestre et celle-ci est entretenue par la cristallisation du fer à l’interface entre le cœur interne solide et le cœur externe liquide. Lorsque le noyau sera en grande partie solidifié le mécanisme de convection s’atténuera avant de disparaître. Le champ magnétique disparaitra donc lui aussi. Quel sera l’effet sur la vie sur Terre ? Dévastateur. Le champ magnétique qui enveloppe la Terre crée une sorte de barrière qui nous protège du vent solaire (magnétosphère). Il faut cependant noter que l’atmosphère terrestre bloque également une partie des particules ionisées à haute énergie qui présentent un danger pour les organismes vivants. A terme le vent solaire pourrait aussi dépouiller la Terre de son atmosphère en communiquant aux molécules de l’air une vitesse supérieure et la vitesse de libération.

Au demeurant, la fin de la convection signifiera que la Terre s'est considérablement refroidie et qu'elle s'apprête à connaître le même sort que Mars : devenir une planète gelée à cœur.

Energie interne 

Aujourd’hui, bien qu’elle soit soumise au rayonnement solaire, la Terre continue de se refroidir. Le seul rayonnement du Soleil, dont 30% est réfléchi par l'atmosphère et l’ionosphère, n’a en effet qu’un effet superficiel. Sa capacité à réchauffer le sol en profondeur est limitée. L’énergie qui réchauffe la Terre est principalement due à la lente dissipation de son énergie interne.

Le flux d’énergie thermique dissipé par la Terre est estimé à 44 térawatts. Il est dû pour moitié au refroidissement des couches internes (ainsi qu’à la cristallisation du noyau) et pour moitié à la radioactivité naturelle des isotopes qu’elles contiennent (principalement du Potassium 40, du Thorium 232 et de l’Uranium 238). C’est ce flux de chaleur qui permet de maintenir la température en profondeur à un niveau suffisant pour que la vie puisse s’épanouir et se développer.

Atmosphère, atmosphère…

La Terre est enveloppée par une atmosphère composée à 78% d’azote moléculaire N2 et à 21% d’oxygène O2. Le dioxyde de carbone est le principal composant des 3% restants. L’épaisseur de l’atmosphère terrestre est de 100 km environ, elle peut être décomposée en quatre couches superposées. La troposphère s’étend sur une douzaine de km. La pression et la température au sein de la troposphère décroît avec l’altitude (environ 6 degrés C par km). La chaleur s’y transmet par convection : le sol est chauffé par le rayonnement solaire et l’air chaud monte. A 12000 mètres d’altitude, la température se stabilise à -55° environ. C’est la tropopause. Au-dessus de 20000 m s’étend la stratosphère. La température recommence à monter du fait de l’absorption du rayonnement ultraviolet par les molécules d’oxygène. L’interaction du dioxygène avec les rayons UV entretient une couche d’ozone (O3). Vers 40000 m on entre dans la mésosphère au sein de laquelle la température recommence à décroître avec l’altitude. Au-delà de 100 km s’étend la thermosphère, une zone dans laquelle subsiste un gaz extrêmement ténu d’atomes produits par dissociation des molécules de l’air. L’interaction des atomes de la thermosphère avec les particules du vent solaire que la magnétosphère concentre dans la région des pôles est à l’origine d’un phénomène d’une rare beauté auquel on a donné le nom d’aurore boréale.

Les mouvements de convection au sein de la troposphère associés au mouvement de rotation de la Terre sur elle-même entretiennent un régime complexe de circulation d’air dit « de Hadley ». George Hadley est un physicien anglais qui vécut au XVIIIème siècle. Le principe des cellules de Hadley n’explique pas complètement la circulation des masses d’air chaud et froid à la surface de la Terre mais il continue d’offrir une bonne base de départ aux analyses météorologiques.

Le CO2 et la vie sur Terre

Le carbone et le dioxyde de carbone (CO2) contenu dans la troposphère ont joué et continuent de jouer un rôle essentiel dans le développement et le maintien de la vie sur Terre. Pour ce qui concerne le carbone, il est tout simplement à la base de la chimie du vivant. L'atome de carbone est tétravalent et son énergie de liaison, ni trop forte ni trop faible, lui permet de s'associer à de nombreux autres éléments. Sa tétravalence lui permet en outre de former de longues chaînes (polymères) tout en conservant deux possibilités de liaison par atome. Les molécules complexes ainsi formées sont aisément solubles dans l'eau, ce qui facilite les « rencontres » avec d'autres molécules et les combinaisons. La chimie du vivant est avant tout une chimie du carbone. 

Pour ce qui est du CO2, son rôle est plus subtil mais il est tout aussi fondamental. Il suffit pour s’en convaincre de comparer notre planète avec sa sœur jumelle, Vénus. Vénus se trouve dans la zone habitable du Soleil. Si on se contente de prendre en compte l’ensoleillement et la chaleur interne de la planète, la température à sa surface ne devrait pas excéder 25 à 30 degrés. A contrario, la Terre, plus éloignée du Soleil, devrait grelotter avec une température moyenne de -15 degrés. Ce fut d’ailleurs le cas lors des multiples épisodes de glaciation qu’elle a connus ! Ce qui fait la différence, c’est l’effet de serre. Sur Vénus, il entretient des conditions infernales qui interdisent à toute vie de s’y développer. Sur Terre, il agit avec modération (du moins jusqu’à présent) et nous permet de bénéficier de conditions idéales pour que la vie prospère. 

Remarque : La température minimale à a surface d’une planète se calcule de la manière suivante. La puissance du rayonnement qu’elle reçoit peut s’écrire en fonction de sa distance au Soleil D. Une partie est réfléchie, cette partie est caractérisée par son coefficient d’albédo A. A l’équilibre, la puissance reçue est re-rayonnée sous la forme d’un rayonnement IR conformément à la loi de Stefan :

En présence d’une atmosphère, l’effet de serre maintient une température plus élevée.

Que s’est-il passé sur Vénus ? Les ingrédients sont les mêmes à l’origine : même composition de l’atmosphère, même composition de la surface vénusienne. La principale différence : le rayonnement solaire. La distance de Vénus au Soleil n’est que de 0,7 UA. L’effet de serre est donc, de base, plus important. Pour comprendre ce qui s’est passé ensuite, il faut rentrer un peu plus dans le détail du mécanisme de séquestration du CO2. Nous avons parlé du taux d’humidité élevé. Or un taux d’humidité élevé renforce l’effet de serre. Jusque-là pas de différence : pluies acides, formation de carbonate de calcium… Mais une température plus élevée de l’atmosphère entraîne d’importants mouvements de convection de la vapeur d’eau qui s’élève au-dessus de la troposphère. Là, les molécules d’eau sont photo-dissociées par le rayonnement solaire et l’hydrogène échappe à l’attraction vénusienne. Il s’en suit une perte nette en eau. Sut Terre, ce mécanisme est resté marginal et la séquestration du CO2 a fonctionné à plein. Sur Vénus, il est devenu prépondérant et a conduit à un assèchement de l’atmosphère. L’effet de serre s’est emballé, la température au sol a dépassé le point critique de l’eau (374° C) et les océans se sont évaporés complètement, interrompant net le processus de séquestration du CO2.

Un cycle complexe

Le CO2 fait l’objet d’un cycle assez complexe. Certains mécanismes produisent du dioxyde de carbone, d’autres en consomment ou conduisent à le stocker. Le principal mécanisme consommateur de CO2 est la photosynthèse végétale. La photosynthèse est un mécanisme sophistiqué : elle permet de produire du glucose (ou des hydrogénocarbonnates) et du dioxygène à partir de molécules de CO2 et d’eau en utilisant l’énergie solaire. L’oxygène et le développement des plantes entretiennent la vie animale et alimentent la biomasse. (Aujourd’hui, la production d’oxygène par les cyanobactéries est devenue marginale.) A l’opposé, la respiration animale (et humaine) rejette du CO2. Une bonne partie du carbone capturé par les plantes retourne donc rapidement dans l’atmosphère, effectuant ainsi un cycle complet en quelques dizaines d’années (et même beaucoup moins si on s'en tient à la respiration animale). En se décomposant, la biomasse libère en effet le carbone qu’elle contient sous forme de CO2 ou de méthane. Néanmoins, une partie des composés carbonés issus de la décomposition de la biomasse est stockée sous forme de tourbe ou rejoint l’océan sous l'effet du ruissellement. Les tourbières du carbonifère sont à l’origine de nos carburants fossiles. 

Comme cela a été dit précédemment, le CO2 se dissout aisément dans l’eau, ce qui entretient un « cycle dans le cycle ». Le dioxyde de carbone est dissout par l’humidité présente dans l’atmosphère qu’il acidifie (acide carbonique H2CO3). L’humidité retombe sous forme de précipitations. L’eau de pluie ruisselle, entraînant avec elle l’acide carbonique qui réagit avec les silicates. Cette eau finit par rejoindre l’océan. 

L’océan est un gigantesque réservoir de CO2. On estime qu’il contient plus de cent fois la quantité de CO2 présent dans l’atmosphère ! En effet, sous certaines conditions de pression, le dioxyde de carbone présent dans l’air se dissout dans les couches supérieures de l’océan où il entretient l’activité photosynthétique des algues. Plus en profondeur, il se combine à d’autres éléments pour former des carbonates (principalement du carbonate de calcium CaCO3) ou des bicarbonates : soit sous forme minérale, soit sous forme de coquillages ou de squelettes d’animaux marins.  Ces carbonates finissent par sédimenter. La géologie permet d’en découvrir les traces lorsque les soulèvements de la croûte terrestre font émerger le fond des océans. La tectonique des plaques et la subduction enfouit dans le manteau une autre partie de ces sédiments. Au bout de plusieurs centaines de millions d’années le CO2 ainsi capté sera à nouveau libéré dans l’atmosphère par l’activité des volcans. 

On le voit, les différents cycles du carbone sont complexes. Ils sont massifs : les échanges mettent en jeu des dizaines de milliards de tonnes de CO2 par an ! Ce sont eux qui sont à la base de la vie terrestre… mais surtout ce sont eux qui permettent la régulation de la température sur Terre : le fameux effet de serre. Le thermostat a bien fonctionné jusqu’à maintenant, espérons que l’activité humaine ne va pas le détraquer. Les rejets de CO2 dus à l’activité humaine (industrie, chauffage, transport) et les ravages de la déforestation risquent en effet de mettre en péril un équilibre qui a mis des millions d’années à s’établir.

Pour en savoir plus :

post sur la formation du système solaire

post sur l’interaction entre la Terre et la Lune

post sur les rudiments d’astronomie

post sur le jour solaire

post sur la géologie de la croûte terrestre

Toute première critique rédigée à la sortie du dernier ouvrage de Margaux Motin, La Tectonique des Plaques.

J'admire beaucoup Margaux Motin, et je trouve son travail fantastique, car elle sait parfaitement faire en sorte que des univers joyeux et amusant côtoient la difficile vie d'adulte. Mais laissons place à la critique....

Quel mot psalmodie-t-on avec autant de plaisir que celui-ci ? Tectonique. Ça claque sur le palais et la langue, ça convulse dans la bouche avant de finir sur un sourire. Ça évoque le monde tout entier : du miracle naturel géologique à l’attentat culturel et artistique. Tectonique. Décidément on ne s’en lasse pas. Blitz le fredonne en boutonnant sa chemise blanche, Picassa le dessine avec gourmandise. Ah, c’est certain, les professeurs d’Alice sont très fiers d’eux, une fois encore ils ont astucieusement  enrobé l’image de la section de cette aura mystérieuse dont ils se pâment.

« Je souis très étonnée », confie Picassa innocemment, « tout le monde sait ce que signifie tectonique, non ? Du moins les architectes, non ? »

Les professeurs s’avancent fièrement dans l’auditoire devant leurs étudiants médusés. Ils parlent de fragments tectoniques. Ils se plaisent à mettre des définitions des mots les plus évidents pour noyer leur sens.

Qu’est-ce que le vide ? Le vide c’est évident. La tectonique, ça l’est nettement moins.

« Ras-le-bol d’imaginer Blitz en leggins rose et t-shirt moulant léopard, à danser sur des rythmes électriques et saccadés » bougonne Adrien Born du Studio Atchoum (à vos souhaits). 

« On aimerait faire de l’architecture, pas devoir réécrire un dictionnaire alicéen. » renchérit P. Allafrançaise.

Plusieurs semaines après le début du semestre, les étudiants ont enfin décidé de faire abstraction et s’obstinent à opiner du chef lorsque Picassa leur parle tectonique.

« Après tout c’est pas plus bizarre que lorsqu’elle nous demande d’entrer dans les lignes de nos dessins... » sourit Clémichou Mattin du studio Fromagery.

Cette fin de semestre risque de s’avérer haute en couleur du côté de la langue française, qui va une fois encore s’enrichir d’un nouveau vocabulaire conceptuel.