Homo sapiens face à Gaïa : un enjeu de civilisation.

25 février 2026

Alain Grandjean

L’humanité fait face à une bifurcation sans précédent dans son histoire et celle de la Terre. Espèce née de processus extrêmement complexes et globalement autorégulés, elle devient une force géologique qui peut rendre la planète inhabitable par l’homme ou au contraire devenir une force régulatrice. C’est le véritable enjeu civilisationnel d’aujourd’hui. En simplifiant, Donald Trump et ses troupes veulent faire fi des limites planétaires, la Chine incarne un modèle qui limite la liberté individuelle. L’Europe, quant à elle, pourrait incarner un modèle combinant libertés individuelles maximales et respect des limites planétaires. C’est ce que nous allons regarder d’un peu plus près dans la suite.

Remerciements : j’ai été inspiré pour l’écriture de ce post par les publications remarquables de Philippe Bertrand que je remercie chaleureusement, son dernier livre « La planète Terre et ses extraordinaires propriétés. Emergence, adaptation , autorégulation » et Les attracteurs de Gaïa. Je remercie également Paul-Henri Roméo pour sa relecture. Leur responsabilité n’est bien sûr en rien engagée dans ce qui suit.

Introduction

La Terre n’est pas un simple décor cosmique sur lequel la vie serait apparue avant d’y évoluer passivement. Depuis plus de quatre milliards d’années, elle est le théâtre d’interactions complexes entre matière inerte et matière vivante, entre lithosphère, hydrosphère, atmosphère et biosphère. Les conditions qui rendent possible l’eau liquide, la stabilité climatique et l’émergence d’organismes complexes ne relèvent ni d’un miracle permanent ni d’un équilibre figé : elles sont le produit d’une dynamique historique, faite de régulations, de rétroactions., d’émergences, de crises et de réorganisations.

C’est cette dynamique que l’hypothèse Gaïa, formulée par James Lovelock, a cherché à représenter : la vie n’est pas seulement adaptée à la Terre, elle participe à la configuration de ses conditions d’habitabilité¹. Les grands cycles biogéochimiques, la régulation du carbone atmosphérique, l’interaction entre végétation et climat illustrent cette coévolution du vivant et du non-vivant. Gaïa n’est pas une entité mystique ; elle désigne un système couplé², capable d’auto-organisation.

Or, depuis deux siècles, une espèce particulière — Homo sapiens — modifie à une vitesse inédite les paramètres physiques et chimiques du système Terre. En mobilisant massivement des combustibles fossiles issus d’anciens épisodes biologiques, en transformant les sols, en perturbant les cycles de l’azote et du phosphore, l’humanité agit désormais à l’échelle planétaire. L’Anthropocène signifie que l’homme est devenu une force géologique majeure.

La question n’est donc plus seulement environnementale. Elle est systémique et historique : l’humanité est-elle en train de rompre les mécanismes d’autorégulation qui ont maintenu la Terre dans une fenêtre d’habitabilité stable depuis des millions d’années ? Peut-elle transformer cette planète, sinon en une réplique de Vénus, du moins en un monde largement hostile à toute civilisation complexe, telle que la nôtre ? Ou bien peut-elle devenir, paradoxalement, un nouvel agent de régulation conscient, capable d’infléchir la trajectoire qu’elle a elle-même engagée ?

Pour répondre à ces questions, nous allons dans une première partie évoquer quelques grandes dynamiques terrestres dont résulte la coévolution du vivant et du non-vivant et qui en sont issues. Nous verrons aussi qu’elles n’ont pas empêché les destructions massives de la biodiversité, face auxquelles la planète s’est cependant montrée résiliente.

Dans une deuxième partie nous rappellerons les grandes étapes de l’histoire de la vie pour mettre en évidence le paradoxe face auquel nous avons à faire face. Le « petit dernier » — d’une des branches de l’évolution — pourrait détruire le berceau dans lequel il est né. Nous évoquerons les futurs possibles, les inflexions en cours et les choix radicaux qui s’offrent à nous. Gaïa ne disparaîtra pas. La Terre survivra sous une forme ou sous une autre. Mais rien ne garantit que les conditions qui ont permis l’émergence et l’expansion d’Homo sapiens persisteront indéfiniment. La question n’est donc pas celle de la survie de la planète, mais celle de notre place dans son devenir.

Nous prendrons du recul, dans une troisième partie, sur les trois « modèles civilisationnels », qui s’affrontent aujourd’hui, l’américain, le chinois et l’européen, pour caractériser le défi européen.

Première partie : dynamiques planétaires et crises du vivant

1. Dynamiques planétaires et coévolution du vivant et du non-vivant

Rappelons tout d’abord que dès sa naissance, des bonnes fées se sont penché sur la Terre qui a bénéficié d’une conjonction exceptionnelle³ de facteurs astrophysiques, géophysiques et géochimiques qui ont favorisé l’apparition et la pérennité de la vie. Sur le plan astronomique, la planète se situe à environ 26 000 années-lumière du centre de la Voie lactée, dans un bras spiral peu densément peuplé d’étoiles massives, ce qui limite l’exposition aux radiations cosmiques et aux supernovas⁴. Au sein du système solaire, la Terre occupe la zone habitable⁵, à une distance stable du Soleil permettant à l’eau de rester liquide sur des milliards d’années. La présence de Jupiter agit comme un bouclier gravitationnel, réduisant le risque d’impacts catastrophiques, tandis que la Lune stabilise l’obliquité terrestre⁶, limitant les variations climatiques extrêmes et assurant des saisons régulières.

Sur le plan géomécanique, la taille et la masse de la Terre sont cruciales : elles permettent de maintenir une atmosphère et un champ magnétique protecteur⁷, essentiels pour filtrer les rayons cosmiques et le vent solaire. La chaleur interne, provenant en grande partie de la désintégration radioactive de l’uranium, du thorium et du potassium, alimente la tectonique des plaques, moteur du recyclage géochimique des éléments vitaux, dont le carbone, et régulateur du climat⁸ à long terme. La mobilité de la croûte terrestre a permis la formation des continents, des océans et des reliefs, favorisant la diversité écologique.

D’un point de vue géochimique, la croûte terrestre est riche en éléments essentiels à la vie, tels que le carbone, le phosphore, le fer, le calcium et les silicates. L’eau liquide, omniprésente à la surface, et l’atmosphère, modulée par l’activité volcanique et biologique, créent un environnement stable pour la chimie de la vie. La combinaison de ces facteurs — position galactique et solaire favorable, rôle stabilisateur de la Lune et de Jupiter, tectonique active, composition chimique propice et eau liquide permanente — fait de la Terre une planète exceptionnellement adaptée pour l’émergence et l’évolution de la vie sur plus de quatre milliards d’années.

1.1 La Terre est un système couplé

Mais la Terre n’est pas une simple planète soumise aux lois de la physique, ni un simple berceau passif de la vie. C’est un système dynamique dans lequel interagissent quatre grands compartiments : la lithosphère, l’hydrosphère, l’atmosphère et la biosphère, la biosphère correspondant à l’ensemble des êtres vivants ainsi qu’aux milieux dans lesquels ils vivent.. Ces compartiments échangent en permanence matière et énergie. Les flux qui les relient forment des cycles — carbone, azote, phosphore, eau — dont l’intensité et la direction évoluent dans le temps.

Depuis la seconde moitié du XXᵉ siècle, les sciences du système Terre ont montré que ces interactions produisent des mécanismes de rétroaction. Une rétroaction négative tend à diminuer une perturbation initiale ; une rétroaction positive l’amplifie. L’équilibre du système terrestre n’est donc pas statique : il résulte d’un ensemble de boucles dynamiques qui se compensent partiellement. Nous ne présenterons pas ici l’ensemble de ces boucles ce qui nécessiterait de très longs développements mais n’en donnerons que quelques exemples suffisants pour « sentir » ce dont il est question.

1.1.1 Le cycle carbonate-silicate

Rappelons tout d’abord l’existence d’un « thermostat géologique de fond ». À l’échelle des temps géologiques, la stabilité thermique relative de la Terre repose sur un mécanisme fondamental : le cycle carbonate-silicate (appelé aussi également appelé cycle du carbone inorganique) qui régule lentement la concentration de CO₂ atmosphérique et, par conséquent, l’effet de serre. Depuis environ 4 milliards d’années, après la phase initiale où la planète était encore bouillante, la température moyenne globale a fluctué dans une plage relativement étroite par rapport aux conditions extrêmes de sa formation. Les premières centaines de millions d’années (Archéen⁹ tardif) voient des températures élevées, estimées entre 30 et 40 °C, compatibles avec l’existence d’océans liquides mais avec une atmosphère pauvre en oxygène et riche en méthane et CO₂. Après la Grande Oxydation (≈ 2,4 Milliards d’années, Ga), la diminution du méthane atmosphérique et l’augmentation progressive de l’oxygène entraînent des épisodes glaciaires ponctuels, tout en maintenant une température moyenne¹⁰ autour de 20–25 °C. Au Protérozoïque¹¹ moyen et tardif, et jusqu’au début du Paléozoïque, la Terre connaît une température moyenne d’environ 20–22 °C, avec quelques oscillations liées aux glaciations et aux variations du CO₂. Le Carbonifère et le Dévonien, marqués par l’expansion des forêts et la séquestration massive de carbone, voient un refroidissement progressif vers des températures de 15–22 °C. Pendant le Mésozoïque, le climat global se réchauffe à nouveau, avec des températures moyennes approchant 25 °C, avant que le Cénozoïque ne connaisse un refroidissement¹² lent jusqu’aux valeurs actuelles, autour de 15 °C.

Ces fluctuations montrent que, malgré des variations climatiques significatives, la Terre a conservé des températures compatibles avec la présence continue d’eau liquide. Ce thermostat géologique a fourni le cadre stable dans lequel la vie¹³ a pu apparaître, se diversifier, évoluer, comme on le verra dans la deuxième partie, et interagir en permanence avec le système planétaire. C’est dans ce contexte que se révèlent les premières grandes innovations métaboliques et écologiques : de la production de méthane par les archées méthanogènes à la photosynthèse oxygénique des cyanobactéries, puis à l’apparition des organismes calcifiants et à la colonisation des continents par les plantes. Ces étapes illustrent comment le vivant, en modifiant la chimie de l’atmosphère, des océans et des continents, est devenu un acteur essentiel de la régulation planétaire.

L’architecture de ce cycle carbonate-silicate est simple dans son principe, et très complexe dans ses détails. Présentons-le de manière très simplifiée en quelques mots.

Le CO₂ atmosphérique se dissout dans l’eau de pluie pour former de l’acide carbonique. Cette eau légèrement acide altère les roches silicatées des continents. Les produits de cette altération — notamment les ions calcium et bicarbonate — sont transportés par les rivières vers les océans, où ils précipitent sous forme de carbonates (CaCO₃). Ces sédiments carbonatés s’accumulent au fond des océans, sont progressivement enfouis, puis recyclés par la subduction marine¹⁴. Le métamorphisme¹⁵ et le volcanisme réinjectent enfin du CO₂ dans l’atmosphère.

Ce cycle agit comme un thermostat planétaire. Si la température augmente, les précipitations et l’altération chimique s’intensifient : davantage de CO₂ est retiré de l’atmosphère, ce qui tend à réduire l’effet de serre et à refroidir le climat. Si la température diminue, l’altération ralentit : le CO₂ volcanique s’accumule progressivement, renforçant l’effet de serre et réchauffant la planète. Il s’agit d’une rétroaction négative lente mais robuste.

Ce mécanisme explique en partie comment la température de la Terre est restée relativement tempérée malgré l’augmentation progressive de la luminosité solaire depuis plus de quatre milliards d’années. Sans ce recyclage géochimique du carbone, la planète aurait probablement divergé vers des états climatiques extrêmes.

1.1.2 L’hypothèse Gaïa¹⁶

James Lovelock dans les années 1970 a proposé de considérer la biosphère comme un acteur de cette régulation. Il ne s’agissait pas d’attribuer une intention à la Terre, mais de reconnaître que les organismes vivants modifient activement les paramètres physico-chimiques globaux. Cette perspective a contribué à déplacer le regard : la vie ne s’adapte pas simplement à son environnement, elle le transforme.

Ainsi, la température moyenne terrestre, la composition de l’atmosphère, la salinité ou le pH des océans¹⁷ sont le produit d’interactions cumulées sur des millions d’années entre le vivant et le non-vivant.

Sans faire ici l’histoire de la planète, nous allons donner dans la suite de cet article quelques exemples illustrant ce propos.

1.2 Le paradoxe du « Soleil jeune » et les premières régulations biologiques

Au début de l’histoire terrestre, il y a plus de 4 milliards d’années, le Soleil émettait environ 25 à 30 % d’énergie en moins qu’aujourd’hui. Il a été montré qu’une telle luminosité aurait dû maintenir la Terre dans un état glacé. Pourtant, les données géologiques indiquent la présence d’eau liquide dès l’Archéen. Ce décalage est connu sous le nom de « paradoxe du Soleil jeune ». Il suggère que des mécanismes compensateurs ont opéré très tôt.

Et, en effet, des micro-organismes méthanogènes, apparus il y a plus de 3,5 milliards d’années, ont produit du méthane (CH₄), puissant gaz à effet de serre. À l’époque où ils apparaissent, la concentration d’oxygène atmosphérique était extrêmement faible (moins de 0,001 % de l’atmosphère). Dans un tel environnement anoxique, le méthane n’était pas rapidement détruit par oxydation et pouvait donc s’accumuler dans l’atmosphère, renforçant l’effet de serre et contribuant au maintien de températures compatibles avec l’existence d’eau liquide. D’autres mécanismes ont également contribué à compenser la faible luminosité solaire. Le dégazage volcanique intense libérait d’importantes quantités de CO₂. D’autres gaz, comme l’ammoniac (NH₃), ont pu jouer un rôle transitoire malgré leur instabilité photochimique. Une atmosphère probablement plus dense, une surface continentale plus réduite limitant l’altération du CO₂, ainsi que des propriétés atmosphériques et nuageuses différentes, ont également contribué à renforcer l’effet de serre. Ces processus, combinés à la production biologique de méthane, ont permis le maintien de températures compatibles avec la présence d’eau liquide malgré un Soleil plus faible.

Nous observons ici une première coévolution : une étoile moins lumineuse, une atmosphère anoxique, une faible destruction du méthane, une production biologique continue et un climat stabilisé par leurs interactions. Dès ses origines, la vie ne s’est pas limitée au rôle de simple occupant fragile ; elle a d’entrée de jeu participé à la configuration thermique planétaire.

1.3 La Grande Oxydation : transformation irréversible du système Terre

Vers 2,4 milliards d’années avant notre ère, le système Terre connaît l’une des transformations les plus profondes de son histoire : l’augmentation durable de l’oxygène atmosphérique¹⁸, événement désigné sous le nom de « Grande Oxydation ».

L’innovation métabolique décisive est la photosynthèse oxygénique¹⁹. Des cyanobactéries — micro-organismes procaryotes capables d’utiliser l’énergie solaire — développent un mécanisme biochimique permettant de scinder la molécule d’eau (H₂O). Les électrons extraits servent à fixer le dioxyde de carbone (CO₂) pour produire de la matière organique, tandis que l’oxygène moléculaire (O₂) est libéré comme sous-produit. On peut l’écrire de manière très simplifiée :

Formule "6 CO2 + 6 H2O+ énergie solaire → C6H12O6 + 6 O2"

où la molécule organique est un glucose.

Ce processus représente une innovation radicale. Il ouvre la voie à une productivité biologique bien supérieure aux formes de photosynthèse anoxygénique antérieures. En outre, les cyanobactéries utilisent une eau quasi inépuisable et produisent de l’oxygène très toxique pour les méthanogènes, d’où leur avantage sélectif.

L’oxygène produit par ces cyanobactéries est très toxique pour les méthanogènes d’où leur avantage sélectif.

Cependant, l’oxygène ainsi produit ne s’accumule pas immédiatement dans l’atmosphère. Pendant plusieurs centaines de millions d’années, il est consommé par l’oxydation des réservoirs réduits présents à la surface de la Terre. Dans les océans archéens, le fer dissous sous forme ferreuse (Fe²⁺) est abondant. L’oxygène libéré par les cyanobactéries oxyde ce fer en forme ferrique (Fe³⁺), qui précipite sous forme d’oxydes insolubles. Ces dépôts successifs forment les « formations de fer rubané », visibles aujourd’hui dans de nombreuses régions du monde. Ils constituent l’un des principaux témoins géologiques de cette transition. Parallèlement, l’oxygène réagit avec d’autres éléments réduits : soufre, gaz volcaniques, composés organiques. Tant que ces puits chimiques ne sont pas saturés, l’atmosphère demeure pratiquement dépourvue d’oxygène libre.

La Grande Oxydation correspond précisément au moment où ces réservoirs d’oxydation atteignent un seuil critique. Une fois les principaux puits géochimiques saturés, l’oxygène commence à s’accumuler dans l’atmosphère de manière durable. Sa concentration, initialement très faible (probablement moins de 0,001 %, comme on l’a vu), augmente progressivement pour atteindre quelques pourcents au cours du Protérozoïque.

Cette transformation modifie profondément le système Terre. Sur le plan chimique, l’oxygène atmosphérique permet la formation d’une couche d’ozone (O₃) stratosphérique²⁰. Celle-ci absorbe une partie des rayonnements ultraviolets solaires, réduisant leur intensité à la surface et ouvrant la possibilité d’une colonisation progressive des environnements superficiels puis continentaux. Cette couche se formera progressivement .

Sur le plan biologique, l’oxygène constitue un oxydant extrêmement puissant. La respiration aérobie, qui utilise l’O₂ pour extraire l’énergie des molécules organiques, a un rendement énergétique bien supérieur aux métabolismes anaérobies. Plus précisément, l’augmentation de l’oxygène atmosphérique a profondément transformé le potentiel énergétique du vivant. La respiration aérobie, qui utilise l’O₂ comme accepteur final d’électrons, permet de produire environ quinze fois plus d’ATP²¹ par molécule de glucose que les métabolismes anaérobies. Cette efficacité énergétique accrue a levé une contrainte fondamentale pesant sur la taille et l’organisation des cellules : dans un environnement pauvre en oxygène, sa diffusion insuffisante ou trop lente limite l’épaisseur des tissus et restreint la complexité structurale²².

Mais cette Grande Oxydation n’a pas été sans coût. Pour de nombreux micro-organismes anaérobies, en effet, l’oxygène est toxique. La Grande Oxydation provoqua probablement une crise biologique majeure ; elle est parfois qualifiée de « catastrophe de l’oxygène ». Une part significative de la biosphère archéenne disparaît ou se réfugie dans des environnements anoxiques. Sur le plan climatique, les conséquences sont également notables. Avant l’oxydation, l’atmosphère contenait probablement des quantités significatives de méthane (CH₄), puissant gaz à effet de serre produit par des archées méthanogènes. L’augmentation de l’oxygène entraîne l’oxydation du méthane en CO₂, beaucoup moins efficace pour retenir la chaleur. Cette diminution du forçage radiatif pourrait avoir contribué aux grandes glaciations du Paléoprotérozoïque, parfois appelées épisodes « Terre boule de neige ».

Ainsi, la Grande Oxydation illustre elle aussi de manière exemplaire la coévolution du vivant et du non-vivant. Une innovation métabolique modifie la chimie océanique, cette modification altère la composition atmosphérique, ce qui influence le climat, qui lui-même rétroagit sur la biosphère. La biosphère devient une force géochimique majeure.

1.4 Les organismes calcificateurs : la biologisation du cycle du carbone

À partir du Cambrien et surtout de l’Ordovicien (il y a environ 500 à 450 millions d’années), de nombreux animaux marins commencent à produire des substances dures : coquilles, squelettes ou tests calcaires. Des groupes comme les trilobites, les brachiopodes, les premiers coraux, puis plus tard certains micro‑organismes marins recouverts de calcaire, utilisent le calcium et les carbonates présents dans l’eau de mer pour fabriquer du carbonate de calcium (CaCO₃). Cette capacité à créer des structures minérales a profondément modifié le cycle du carbone.

La précipitation abiotique des carbonates existait déjà, mais l’intervention d’organismes vivants accélère et structure massivement ce processus. La biosphère devient ainsi un acteur majeur de la sédimentation carbonatée, en produisant coquilles, tests et squelettes calcaires qui s’accumulent au fond des océans. Ce phénomène intensifie le transfert du carbone de l’atmosphère vers la lithosphère et réorganise les équilibres chimiques marins. En s’intégrant au cycle carbonate-silicate, il participe au système tampon qui stabilise l’alcalinité et le pH des océans sur les temps géologiques, contribuant ainsi à la régulation climatique de long terme

La « pompe biologique » du carbone s’organise à l’échelle planétaire. Les organismes vivants participent à la construction géologique de la planète. Cette étape marque une nouvelle phase dans la coévolution Terre-vivant : le cycle carbonate-silicate, initialement géologique, devient partiellement biologique. Le vivant accélère une régulation préexistante et en transforme la dynamique.

Il est remarquable que les récifs coralliens, apparus très tôt dans l’histoire animale, jouent encore aujourd’hui un rôle majeur dans la sédimentation carbonatée — tout en étant désormais fragilisés par l’acidification contemporaine des océans.

1.5 La colonisation des continents : transformation géochimique des surfaces émergées

Une autre étape décisive survient au Dévonien, il y a environ 400 millions d’années : la colonisation des continents par les plantes vasculaires²³. Avant cette émergence, les surfaces continentales sont essentiellement minérales, soumises à l’érosion physique et chimique. L’altération des roches existe déjà, mais elle reste limitée par l’absence de sols structurés et d’activité biologique profonde.

L’apparition des systèmes racinaires change radicalement la donne. Les racines pénètrent les fractures rocheuses, exercent une pression mécanique et sécrètent des acides organiques qui accélèrent la dissolution des silicates²⁴. Les champignons mycorhiziens associés aux plantes amplifient encore ce processus²⁵. Des sols se forment, riches en matière organique, capables de retenir l’eau et de concentrer les réactions chimiques. En renforçant la désagrégation mécanique et la dissolution chimique des roches, la biosphère terrestre accroît significativement le taux d’altération des continents. Or, comme dans le cycle carbonate-silicate, l’altération des silicates consomme du CO₂ atmosphérique. L’expansion des forêts dévoniennes contribue ainsi à une diminution progressive du CO₂ et à un refroidissement global²⁶. Certains travaux²⁷ suggèrent que cette intensification de l’altération biologique a pu jouer un rôle dans les épisodes glaciaires du Paléozoïque tardif.

La biosphère transforme donc non seulement l’atmosphère et les océans, mais aussi la géochimie des continents eux-mêmes. Les surfaces émergées deviennent des interfaces actives entre le climat, la lithosphère et le vivant. La Terre entre alors dans une phase où les continents végétalisés participent directement à la régulation climatique.

1.6 Le Carbonifère : la biosphère modifie le climat

Voici maintenant un dernier exemple d’interactions massives entre le vivant et la planète, il y a environ 300 millions d’années, au Carbonifère. Les continents étaient alors surtout proches de l’équateur et très humides, avec de vastes marais peuplés de lycophytes géantes, de prêles et de fougères. La végétation poussait rapidement grâce à l’air chaud et riche en CO₂. Une innovation biochimique joua alors un rôle majeur : le développement massif de la lignine dans les tissus vasculaires des plantes. La lignine est un polymère complexe qui rigidifie les parois cellulaires et permet l’élévation verticale des végétaux. Mais elle est très difficile à décomposer, et les champignons capables de la digérer efficacement n’étaient pas encore très répandus au début du Carbonifère.

Il en résulta un déséquilibre temporaire dans le cycle du carbone. La production de biomasse dépassa la capacité de décomposition. Dans les environnements anoxiques des marécages, les débris végétaux s’accumulèrent, furent enfouis sous des sédiments, puis transformés progressivement, sous l’effet de la pression et de la température, en tourbe puis en charbon. Les plantes vasculaires lignifiées ont donc grandement contribué à la formation du charbon.

Ce processus séquestra massivement du carbone organique sur des échelles de temps géologiques. Or, la photosynthèse libère de l’oxygène lorsqu’elle fixe du carbone. Si le carbone reste piégé sous forme fossile au lieu d’être réoxydé par décomposition, l’oxygène atmosphérique s’accumule. C’est ainsi que la concentration d’O₂ atteignit des valeurs exceptionnellement élevées, probablement proches de 30 % ou davantage, bien au-dessus des 21 % actuels. Cette atmosphère enrichie favorisa la taille importante de certains arthropodes et modifia les régimes d’incendies.

Parallèlement, la séquestration prolongée du carbone entraîna une diminution progressive du CO₂ atmosphérique. Cette baisse contribua à un refroidissement global. Vers la fin du Carbonifère et au Permien inférieur, des calottes glaciaires s’installèrent sur le Gondwana. Le système Terre entra dans une phase plus froide, illustrant une rétroaction négative à grande échelle : une expansion biologique intense finit par réduire l’effet de serre qui l’avait favorisée.

Ce moment du Carbonifère illustre avec une clarté particulière la coévolution du vivant et du climat. Une innovation métabolique et structurale — l’essor des plantes vasculaires lignifiées — modifie profondément la composition atmosphérique, influence la température globale et laisse une empreinte géologique durable sous forme de gisements charbonniers.

Il est significatif que l’industrialisation moderne mobilise aujourd’hui ces réserves fossiles. En brûlant le charbon accumulé au Carbonifère, l’humanité réinjecte en quelques siècles dans l’atmosphère un carbone qui avait été séquestré pendant des centaines de millions d’années. Le cycle long est court-circuité, la régulation lente contournée.

Ainsi, le Carbonifère n’est pas seulement un épisode ancien de l’histoire terrestre : il constitue un point nodal où se croisent biologie, climat et économie moderne. Il montre que la biosphère peut transformer profondément l’atmosphère — mais aussi que ces transformations s’inscrivent normalement dans des temporalités incomparablement plus lentes que celles de l’Anthropocène.

1.7 Le rôle des insectes et des mammifères

Nous n’avons évoqué jusque-là que quelques interactions pour donner à voir par des exemples ce que signifie la coévolution du vivant et du non-vivant. Sans entrer dans les détails , citons rapidement le rôle des insectes apparus il y a 410 millions. Ils ont influencé la productivité végétale, la décomposition de la matière organique, la formation des sols et les cycles biogéochimiques du carbone et du méthane. Par leur rôle dans la pollinisation (devenant déterminante avec l’apparition des plantes à fleur, au Crétacé , le recyclage de la biomasse et l’ingénierie des sols, ils ont contribué à structurer la biosphère terrestre et à moduler indirectement la composition de l’atmosphère et le climat à l’échelle planétaire. Quant aux mammifères, apparus il y a 220 millions d’années, ils ont modifié la structure et la productivité des écosystèmes, influençant ainsi le cycle du carbone. Les grands herbivores maintiennent des prairies riches en carbone, les éléphants favorisent des arbres à forte capacité de stockage, et les baleines stimulent la production de phytoplancton par recyclage des nutriments. Un exemple particulièrement spectaculaire est celui des loutres de mer, qui contrôlent les oursins : en leur absence, les oursins détruisent les forêts de kelp, importantes pompes biologiques de CO₂ ; en présence de loutres, ces forêts se développent et renforcent la séquestration du carbone. Ces interactions trophiques illustrent le rôle des mammifères comme régulateurs indirects du climat à l’échelle planétaire.

Conclusion du chapitre 1

L’habitabilité terrestre ne résulte ni d’un équilibre figé ni d’un miracle permanent. Elle est le produit d’interactions cumulées entre processus physiques et processus biologiques, agissant sur des échelles de temps différentes. Cette stabilité relative a cependant des bornes. Elle dépend de vitesses de régulation compatibles avec les vitesses de perturbation.
C’est précisément cette relation entre vitesse et résilience que l’époque contemporaine met à l’épreuve.

2. Crises et résilience de la planète

Le chapitre précédent a donné à voir des mécanismes de régulation plutôt lents et continus. Mais la planète a également connu des épisodes de perturbations rapides (à l’échelle des temps géologiques) et massives, parfois associés à des extinctions majeures, suivis d’une régénération de la biosphère. Ces crises montrent à la fois la vulnérabilité du vivant face à des chocs rapides mais aussi sa résilience.

2.1 Extinctions planétaires emblématiques

Parmi les crises les plus spectaculaires de l’histoire de la Terre, la fin du Permien, il y a environ 251 millions d’années, occupe une place particulière. Cette période correspond à une perturbation globale majeure, probablement déclenchée par un volcanisme massif dans les trapps sibériens, qui a libéré dans l’atmosphère d’énormes quantités de CO₂ et de méthane. Les conséquences ont été immédiates et dramatiques : la température globale aurait augmenté de 5 à 10 °C en quelques milliers d’années, provoquant un stress thermique intense pour de nombreux écosystèmes. L’acidification des océans a perturbé les chaînes alimentaires marines, tandis que les changements rapides de la chimie atmosphérique et océanique ont conduit à l’extinction de près de 95 % des espèces marines et à la disparition d’environ 70 % des espèces terrestres. Cette catastrophe marque la plus sévère des cinq grandes extinctions massives identifiées dans l’histoire de la Terre, aux côtés de la fin du Crétacé (≈ 66 Ma), du Trias-Jurassique (≈ 201 Ma), de l’Ordovicien-Silurien (≈ 444 Ma) et du Dévonien tardif (≈ 360–375 Ma).

Ces crises ont des causes variées : certaines résultent d’impacts extraterrestres, comme la chute d’un météorite au Crétacé qui a frappé la péninsule du Yucatán et contribué à la disparition des dinosaures non aviens, combiné à un volcanisme intense dans les trapps du Deccan ; d’autres sont liées à des perturbations internes de la Terre, comme les épisodes glaciaires extrêmes du Néoprotérozoïque, les hypothétiques « Terres boule de neige », ou les fortes anoxies océaniques du Mésozoïque. Dans tous les cas, elles partagent des traits communs : des modifications rapides de la température, des cycles chimiques, de l’oxygénation et de la composition atmosphérique, ainsi que des changements dans les niveaux marins et les habitats disponibles.

Ces événements illustrent clairement que la Terre, même dotée d’un thermostat géologique de fond, n’est pas exempte de perturbations rapides. Le cycle carbonate-silicate et les rétroactions biologiques agissent sur des échelles de millions d’années, mais certaines crises se produisent à une vitesse suffisante pour dépasser ces régulations, entraînant des modifications écologiques majeures. L’étude de ces crises montre également que les impacts ne se limitent pas aux espèces individuelles : ils affectent la structure globale des écosystèmes, la composition chimique des océans et de l’atmosphère, et la dynamique planétaire sur plusieurs millions d’années.

En résumé, la Terre a connu au moins cinq extinctions massives majeures, chacune avec ses mécanismes et intensités propres, mais toutes illustrant la même dualité : la planète est à la fois vulnérable aux chocs rapides et capable de retrouver un nouvel équilibre stable. Nous allons donner maintenant quelques explications relatives à cette résilience planétaire.

2.2 La résilience planétaire et ses mécanismes

Malgré ces crises, la Terre a toujours su retrouver un nouvel état stable, capable de soutenir la vie. C’est ce que l’on appelle la résilience. Mais la résilience ne garantit pas la conservation des espèces individuelles ni le maintien des écosystèmes existants. Elle signifie que le système Terre conserve sa capacité fondamentale à réguler le climat, les cycles chimiques et l’activité biologique, permettant une biosphère active. Autrement dit, Gaïa ne protège pas les formes particulières de vie, mais elle maintient des conditions physico-chimiques globalement compatibles avec la vie.

La capacité de la Terre à retrouver un nouvel état stable après des crises massives repose sur plusieurs mécanismes interconnectés, à la fois géologiques, biologiques et écologiques. Ces mécanismes expliquent pourquoi, malgré des perturbations rapides ou des extinctions massives, la planète n’a jamais été entièrement stérile et a toujours pu soutenir une biosphère active. Il s’agit essentiellement :

des boucles géochimiques lentes

Au premier rang, le cycle carbonate-silicate agit comme un thermostat planétaire de longue période, comme on l’a vu plus haut.

des rétroactions biologiques

Le vivant est un acteur majeur de la résilience planétaire. On a vu plus haut plusieurs exemples historiques montrant comment les organismes peuvent accélérer ou moduler la régulation climatique : la photosynthèse oxygénique des cyanobactéries, les organismes calcificateurs marins, la colonisation des continents par les plantes vasculaires…

de la diversité écologique et redondance fonctionnelle

La résilience repose aussi sur la diversité des espèces et des écosystèmes. Même lorsque certaines espèces disparaissent lors des extinctions massives, d’autres peuvent remplir les mêmes fonctions vitales (production primaire, recyclage des nutriments, régulation des cycles chimiques). Cette redondance garantit que les processus essentiels de la biosphère se poursuivent, assurant la continuité de la vie malgré la perte d’espèces ou la transformation des habitats.

de l’interaction entre géologie et biosphère

La résilience planétaire est le fruit de l’interaction dynamique entre la géologie et la biosphère. Les cycles lents du carbone et du silicium, combinés aux innovations biologiques majeures, permettent à la Terre de retrouver un nouvel équilibre. Par exemple, après l’extinction massive de la fin du Permien, il a fallu plusieurs millions d’années pour que les écosystèmes marins se reconstituent, mais le système global a conservé ses fonctions essentielles : recyclage du carbone, production d’oxygène et maintien d’océans « habitables ».

Ces mécanismes démontrent que la résilience ne garantit pas le retour à l’état antérieur, mais elle assure que la planète conserve ses conditions fondamentales de vie. C’est cette capacité qui distingue la Terre d’une planète comme Vénus, où les rétroactions positives du climat ont conduit à un état extrême et inhospitalier.

Le prochain post fera un rappel des grandes étapes de l’évolution du vivant et du rôle géologique devenu majeur de l’espèce humaine, qui se trouve confronté à une bifurcation civilisationnelle liée au franchissement en cours des limites planétaires.