Introduction

La Terre peut être vue comme une machine thermique, à la fois par son énergie interne et par le flux solaire. Sans cette énergie, disponible en quantité suffisante – sans être excessive – et correctement distribuée sur la planète, et ce sur une durée extrêmement longue, la vie n’aurait pu émerger ni évoluer. Nous ne serions pas là ! Mais cette machine thermique a elle-même profondément évolué comme nous allons le voir, et en particulier depuis la révolution thermo-industrielle. L’espèce humaine est au pied du mur en la matière : après l’avoir déstabilisée elle doit la reconfigurer. C’est ce que nous allons voir dans la suite.

Je remercie Paul-Henri Roméo pour sa relecture. Sa responsabilité n’est bien sûr en rien engagée dans ce qui suit.

Les flux d’énergie : ordres de grandeur À ses origines, le flux de chaleur interne de la Terre est estimé à deux à trois fois la valeur actuelle d’environ 47 TW1, soit 100 à 140 TW. Le Soleil fournissait à cette époque environ 130 000 TW à la Terre (soit 255 W/m2)— mais avec une luminosité encore 25 à 30% inférieure à celle d’aujourd’hui, contre 173 000 TW (soit 339 W/m2) fournis actuellement2. La chaleur interne, bien que considérable en soi, représentait donc moins de 0,1% de l’énergie solaire reçue. A titre de comparaison, la puissance installée en moyens de production d’électricité est en 2024 de l’ordre de 10 TW. L’énergie solaire absorbée – par la surface de la planète et l’atmosphère – est inférieure à l’énergie solaire reçue du fait de l’albedo. Elle est aujourd’hui de l’ordre 240 W/m2 (albedo de 0,3) et aurait été de 178 W/m2 (avec un albedo supposé identique ce qui n’est sans doute pas le cas). L’effet de serre naturel : pourquoi la surface émet bien plus qu’elle ne reçoit du Soleil ? Une surface à la température moyenne actuelle de +15 °C (288 K) émet3 environ 396 W/m² vers l’atmosphère qui renvoie vers la surface un flux infrarouge descendant d’environ 333 W/m². Le bilan de la surface de la Terre est à l’équilibre : elle reçoit 161 W/m² du Soleil (sur les 240 W/m² cités plus haut, 79 W sont absorbés par l’atmosphère elle-même) + 333 W/m² de l’atmosphère = 494 W/m². Elle en restitue autant par émission infrarouge (396), convection (17) et évaporation (80), avec tous les flux chiffrés en W/m² : solaire incident (341), réfléchi (102), absorbé surface (161), infrarouge montant (396), effet de serre descendant (333), chaleur sensible (17), chaleur latente (80), etc.  Voir le « diagramme de Kiehl & Trenberth./ (2009)«  ci-dessous Sans effet de serre, la température d’équilibre de la surface serait imposée par la seule contrainte d’équilibre radiatif avec le Soleil (via la loi de Stefan) soit T ≈ −18 °C (255K). L’effet de serre naturel apporte donc un réchauffement de +33 °C, portant la température moyenne à +15 °C et rendant la planète habitable. Nous verrons plus loin l’impact des gaz à effet de serre (GES) d’origine humaine.

Diagramme de Kiehl & Trenberth./ (2009)⁴ – Version vectorielle SVG

Source : Wikimedia Commons – Christoph. S. / Gissi

Depuis sa formation il y a 4,56 milliards d’années, la Terre reçoit un flux d’énergie solaire, en redistribue une partie à travers son atmosphère, ses océans et sa croûte, et en réémet l’essentiel vers l’espace sous forme de rayonnement infrarouge. Ce bilan énergétique – la différence entre l’énergie reçue et l’énergie émise – détermine la température globale de la surface terrestre et, par cascade, l’ensemble des conditions physiques et chimiques qui ont permis l’émergence et le maintien de la vie.

Mais ce bilan n’a jamais été statique. Il a été profondément reconfiguré à trois reprises par des transitions majeures. 

La première est d’ordre purement physico-chimique : la planète récemment formée s’est progressivement refroidie tout en développant une atmosphère primitive et un champ magnétique protecteur (voir encadré ci-après). 

La deuxième transition est biologique : l’apparition du vivant, et notamment la photosynthèse oxygénique (voir Homo sapiens face à Gaïa 1/3 : dynamiques planétaires et crises du vivant partie 1.1.1), a transformé radicalement la composition de l’atmosphère et l’albédo de surface. 

La troisième est anthropique : en quelques siècles, l’espèce humaine a injecté dans l’atmosphère des quantités de gaz à effet de serre sans équivalent dans l’histoire géologique récente.

Parallèlement à ces reconfigurations du bilan global, les flux de chaleur internes à la planète – atmosphériques, océaniques et terrestres – ont eux aussi évolué. Ces trois grands vecteurs de redistribution thermique ne sont pas de simples tuyaux passifs : ils interagissent avec la composition de l’atmosphère, la biosphère et la géosphère pour moduler la distribution spatiale et temporelle de la chaleur à la surface du globe.

Nous allons, dans ce post, évoquer ce bilan énergétique global et les flux de chaleur – à travers les trois grandes époques terrestres (avant le vivant, avant l’espèce humaine et pour finir l’anthropocène). Nous serons amenés à réévoquer des questions abordées dans le post relatif aux dynamiques planétaires (voir Homo sapiens face à Gaïa 1/3 : dynamiques planétaires et crises du vivant.), le bilan énergétique étant très lié au cycle du carbone et à la coévolution de la planète et du vivant dont nous avons dressé un tableau à grands traits.

1. Le bilan énergétique de la Terre abiotique

1.1 Le bilan radiatif originel : une planète en fusion face à un soleil jeune

À sa naissance, la Terre est une planète très différente de l’objet que nous connaissons. Elle s’est formée par accrétion de planétésimaux  – c’est-à-dire par l’accumulation progressive de corps rocheux qui s’écrasent les uns sur les autres à grande vitesse, transformant leur énergie cinétique en immense chaleur. L’énergie gravitationnelle de contraction et la désintégration de radionucléides de courtes périodes ajoutent encore à ce bilan thermique interne considérable⁵. La surface est en partie fondue et l’atmosphère primitive est composée de gaz volcaniques ( H₂O, CO₂, N₂, CO, SO₂). Ce flux de chaleur interne ne s’est pas tari depuis. Il est aujourd’hui alimenté pour moitié — soit une vingtaine de térawatts sur les ~47 TW totaux — par la désintégration des radionucléides à longues périodes : l’uranium (²³⁸U, ²³⁵U), le thorium (²³²Th) et le potassium (⁴⁰K). Ce sont leurs demi-vies de l’ordre du milliard d’années (1,25 Ga pour ⁴⁰K, 4,47 Ga pour ²³⁸U, 14,05 Ga pour ²³²Th) qui leur permettent de contribuer encore significativement aujourd’hui. En corollaire, le manteau terrestre était sensiblement plus chaud il y a quelques milliards d’années, en grande partie parce que ces radionucléides, alors plus abondants, libéraient davantage d’énergie — une cinétique de décroissance qui gouverne en profondeur l’évolution thermique à long terme de notre planète.

La luminosité solaire était alors inférieure d’environ 25 à 30% à sa valeur actuelle, ce qui aurait dû maintenir la surface terrestre en dessous du point de congélation de l’eau. C’est le paradoxe dit du « Jeune soleil faible » (voir Homo sapiens face à Gaïa 1/3 : dynamiques planétaires et crises du vivant partie 1.2). En effet, les archives géologiques attestent de la présence d’eau liquide dès l’Archéen précoce, vers 4,4 milliards d’années. Des mécanismes compensateurs ont donc nécessairement opéré. Des concentrations élevées de CO₂ volcanique, de CH₄ et peut-être d’autres gaz à effet de serre, dans l’atmosphère primitive, ont assuré un forçage radiatif suffisant⁶ pour maintenir l’eau à l’état liquide⁷. Ce premier bilan radiatif de la Terre est donc caractérisé par un effet de serre intense et un flux géothermique dominant bien supérieur à celui d’aujourd’hui et un albédo de surface difficile à estimer en l’absence de glaces continentales.

Le champ magnétique terrestre : un bouclier invisible pour l’atmosphère et le vivant Le champ magnétique terrestre est produit par la convection (un déplacement qui transporte de la chaleur) de fer et de nickel liquides dans le noyau externe de la planète, un mécanisme désigné sous le terme de « dynamo géomagnétique »8. Les données paléomagnétiques les plus anciennes suggèrent que ce champ existait déjà il y a au moins 3,4 à 3,5 milliards d’années9, et probablement encore avant. En tant que tel, ce champ magnétique ne joue pas directement de rôle significatif dans le bilan énergétique planétaire; mais, indirectement,  il protège l’atmosphère – et donc les gaz à effet de serre qui constituent le forçage thermique de surface et sont déterminants donc dans le bilan énergétique de la planète. Plus précisément,ce champ protège l’atmosphère- contre deux types de menaces venues de l’espace. La première menace est le vent solaire. Le Soleil émet en permanence un flux de particules chargées à des vitesses de 300 à 800 km/s. Ce vent solaire, en l’absence de protection magnétique, interagirait directement avec les molécules de l’atmosphère supérieure. Le processus en jeu est dit « d’érosion atmosphérique » ou « d’échappement non thermique  » : les particules chargées à haute énergie arrachent des molécules légères – hydrogène, oxygène, azote – des couches supérieures de l’atmosphère et les projettent dans l’espace. Sur des échelles de temps géologiques, ce processus peut dépouiller une planète de son atmosphère gazeuse. C’est exactement ce qui s’est produit sur Mars : après la quasi-extinction de son champ magnétique, il y a environ 4 milliards d’années, l’atmosphère martienne a été progressivement érodée par le vent solaire, tombant à une pression actuelle d’environ 0,006 atmosphère contre 1 atmosphère pour la Terre10. La seconde menace est le rayonnement cosmique galactique – flux de particules à très haute énergie – provenant de sources extérieures au système solaire, notamment de supernovas et de noyaux de galaxies actifs. Bien que le champ magnétique ne filtre pas la totalité de ce rayonnement – les particules les plus énergétiques pénètrent jusqu’à la surface – elle en réduit significativement l’intensité aux énergies modérées. Or ce rayonnement présente deux dangers pour la vie et pour le bilan énergétique atmosphérique : d’une part, il peut induire des mutations dans les molécules biologiques (ADN), perturbant les processus évolutifs ; d’autre part, il joue un rôle dans la formation des ions atmosphériques qui peuvent servir de noyaux de condensation pour les nuages, influençant ainsi potentiellement l’albédo planétaire et le bilan radiatif de surface11. La protection magnétique terrestre est donc, dans une perspective de bilan énergétique, une condition nécessaire au maintien d’une atmosphère dense et stable sur le long terme. Sans elle, les gaz à effet de serre seraient progressivement érodés, et la Terre évoluerait vers un état atmosphérique appauvri analogue à celui de Mars, incompatible avec le maintien d’eau liquide en surface. La dynamo géomagnétique, alimentée par le refroidissement séculaire du noyau terrestre, constitue l’un des facteurs les plus discrets mais les plus essentiels de l’habitabilité planétaire sur le long terme – et un élément structurant du bilan énergétique à l’ère abiotique.

1.2 Les flux de chaleur abiotiques : géothermie, rotation planétaire, obliquité et premières circulations

La redistribution de la chaleur à l’échelle planétaire est, avant l’arrivée de la vie, dominée par des processus physiques. Quatre grands déterminants structurent ce régime thermique primitif : le flux géothermique, la rotation terrestre et la force de Coriolis, l’obliquité de l’axe de rotation, et les premiers cycles atmosphériques et océaniques.

Le flux géothermique

À l’Archéen précoce, le flux de chaleur interne de la Terre, issu comme on l’a vu de la désintégration des radionucléides à longue période et de la chaleur résiduelle de formation, avait des conséquences directes et visibles à la surface. Le manteau – cette épaisse couche de roche solide mais plastique qui constitue la majeure partie du volume de la Terre – était parcouru de mouvements de matière plus vigoureux qu’aujourd’hui (ce qu’on appelle la convection mantellique). Les roches chaudes montaient lentement, se refroidissaient, puis redescendaient, un peu comme dans une casserole de soupe épaisse chauffée par le bas – la matière chaude monte, se refroidit en surface, puis redescend – mais à une échelle planétaire et sur des millions d’années. Ces mouvements entraînaient en surface une activité intense et un volcanisme généralisé, bien plus actif qu’aujourd’hui, libérant d’énormes quantités de gaz et de lave à la surface.

La rotation terrestre primitive et la force de Coriolis

La rotation de la Terre sur elle-même est un paramètre déterminant pour la structure des flux de chaleur atmosphériques et océaniques. À l’Hadéen et à l’Archéen précoce, la Terre tournait sur elle-même considérablement plus vite qu’aujourd’hui. La durée du jour était d’environ 6 à 8 heures il y a 4 milliards d’années, avant d’atteindre progressivement les 24 heures actuelles sous l’effet des forces de marée exercées par la Lune¹². Ce ralentissement séculaire a des conséquences majeures sur les flux de chaleur planétaires, via la force de Coriolis¹³, une force d’inertie apparente qui résulte de la rotation du référentiel terrestre. Cette « force » dévie les masses d’air et d’eau en mouvement vers la droite dans l’hémisphère Nord et vers la gauche dans l’hémisphère Sud. Son intensité est directement proportionnelle à la vitesse de rotation de la planète ; avec une rotation primitive deux à quatre fois plus rapide, la force de Coriolis était proportionnellement plus intense. La redistribution de chaleur des tropiques vers les pôles était donc organisée différemment¹⁴, avec des transports par les grands tourbillons atmosphériques plus intenses et une moindre efficacité du transport méridional ( = le transfert d’énergie et de matière entre l’équateur (excédentaire) et les pôles (déficitaires) par l’atmosphère et les océans).

Dans les océans, la force de Coriolis joue un rôle tout aussi fondamental. Elle est responsable de la déviation des courants marins de surface et de la formation des grands gyres océaniques – ces systèmes de courants circulaires qui redistribuent la chaleur des basses vers les hautes latitudes. Avec une rotation plus rapide, les gyres primitifs devaient être plus nombreux et géographiquement plus étroits, limitant l’efficacité du transport océanique de chaleur. 

La force de Coriolis gouverne également le phénomène de  remontée d’eaux froides profondes au bord des continents qui joue un rôle important dans les échanges de chaleur entre l’océan et l’atmosphère. Sans différenciation continentale marquée à l’Hadéen, ces remontées d’eau étaient probablement faibles.

L’obliquité de l’axe de rotation et la distribution saisonnière de la chaleur

L’obliquité désigne l’angle entre l’axe de rotation de la Terre et la perpendiculaire au plan de son orbite autour du Soleil – actuellement d’environ 23,4°. Cet angle est le responsable direct de l’existence des saisons et détermine la distribution méridionale (du Nord au Sud) annuelle moyenne de l’énergie solaire reçue. Une obliquité nulle se traduirait par une absence de saison¹⁵.

L’obliquité terrestre actuelle est remarquablement stable. Cette stabilité est due à l’influence stabilisatrice de la Lune : sans son grand satellite, les simulations numériques montrent que l’obliquité terrestre serait susceptible de varier chaotiquement entre 0° et 85° sur des échelles de dizaines à centaines de millions d’années, ce qui entraînerait des variations climatiques globales d’une amplitude catastrophique¹⁶. La présence de la Lune, formée peu de temps après notre planète, a ainsi constitué un stabilisateur essentiel du bilan énergétique latitudinal depuis les origines de la Terre.

Les variations de l’obliquité constituent l’un des trois grands paramètres orbitaux des cycles de Milankovitch (voir encadré), avec l’excentricité de l’orbite et la précession des équinoxes. Ces trois paramètres modulent la quantité et la répartition de l’énergie solaire reçue par la Terre et constituent les principaux forçages orbitaux qui expliquent l’alternance des cycles glaciaires-interglaciaires du Quaternaire¹⁷. Bien que leurs effets soient faibles sur le bilan énergétique global, ils redistribuent significativement l’énergie dans l’espace et dans le temps, déclenchant des rétroactions de la calotte glaciaire et du CO₂ qui amplifient les variations climatiques – un archétype des forçages lents du bilan énergétique, à l’opposé de la brutalité des forçages anthropiques actuels.

Les trois cycles de Milankovitch La Terre ne tourne pas autour du Soleil de façon parfaitement régulière et invariable. Trois paramètres de son mouvement changent lentement au fil du temps, modifiant la quantité et la répartition de l’énergie solaire reçue à la surface. – La forme de l’orbite (excentricité) passe d’un cercle presque parfait à une ellipse plus prononcée, sur des cycles de 100 000 et 400 000 ans. Plus l’orbite est elliptique, plus la différence d’ensoleillement entre l’été et l’hiver est grande. – L’inclinaison de l’axe (obliquité) varie entre 22° et 24,5° sur 41 000 ans. Plus l’axe est incliné, plus les saisons sont contrastées – les étés sont plus chauds et les hivers plus froids, notamment aux hautes latitudes. – L’orientation de l’axe (précession) tourne lentement comme une toupie qui vacille, sur 19 000 à 23 000 ans. Ce mouvement détermine quelle saison coïncide avec la période où la Terre est la plus proche du Soleil. Pris isolément, chacun de ces paramètres a un effet modeste sur le bilan énergétique global. Mais, combinés et amplifiés par des rétroactions (fonte des glaces, libération de CO₂), ils sont à l’origine de l’alternance des grandes périodes glaciaires et interglaciaires du Quaternaire.

Les premiers cycles atmosphériques

Dès que l’atmosphère primitive se condense à partir des vapeurs dégagées par le dégazage volcanique et les impacts des comètes, une circulation générale atmosphérique s’installe. Son architecture est directement déterminée par la combinaison de l’insolation, de l’obliquité et de la vitesse de rotation. La planète tournant rapidement et sa surface étant assez homogène son atmosphère s’organise de façon nécessairement différente de ce qui se passe aujourd’hui. Par ailleurs, l’atmosphère ne reste pas passive : le jour, le soleil chauffe l’air en surface, qui monte ; la nuit, l’air se refroidit et redescend. Ces mouvements verticaux, combinés à la rotation rapide de la planète, permettaient de transporter la chaleur aussi bien vers le haut que vers les régions plus froides — assurant ainsi un équilibre thermique global malgré des conditions très différentes entre le côté éclairé et le côté obscur.

Le rôle naissant des océans

Les premiers océans apparaissent très tôt. Ces océans primitifs, plus chauds que les océans actuels, jouent d’emblée un rôle majeur de régulateur thermique. Concrètement, ils absorbaient deux sources de chaleur : celle qui venait du Soleil par le dessus, et celle qui remontait des profondeurs de la Terre par le dessous. Une fois cette chaleur absorbée, ils la transportaient physiquement d’un bout à l’autre du globe grâce aux courants marins. Ces courants fonctionnaient selon des principes similaires à ceux d’aujourd’hui (des différences de température et de salinité mettant l’eau en mouvement, c’est la circulation thermohaline), mais leur organisation générale était probablement très différente, faute de continents pour les guider et les contraindre dans des directions précises.

2. L’avènement du vivant : la biosphère comme acteur du bilan énergétique (−3,5 Ga à −0,01 Ga)

2.1 La photosynthèse et la Grande Oxydation : une révolution du bilan radiatif

L’émergence de la photosynthèse oxygénique chez les cyanobactéries, il y a environ 2,7 à 3,0 milliards d’années, représente peut-être la plus grande révolution dans l’histoire du bilan énergétique terrestre. (voir L’Anthropocène : l’humanité une force « phosphorique » partie 2.2). Elle a trois conséquences directes sur le bilan énergétique planétaire. Premièrement, une fraction du rayonnement solaire incident est désormais captée et stockée sous forme d’énergie chimique dans la biomasse. Deuxièmement, l’augmentation de l’oxygène atmosphérique à partir de −2,4 Ga — la Grande Oxydation— provoque l’oxydation du méthane atmosphérique en CO₂, moins efficace comme gaz à effet de serre, entraînant un refroidissement et les glaciations huronniennes. Troisièmement, la formation progressive d’une couche d’ozone stratosphérique modifie le spectre du rayonnement atteignant la surface : les UV-C et UV-B sont en grande partie absorbés, protégeant la biosphère et modifiant légèrement le bilan énergétique de surface.

2.2 Le thermostat biogéochimique et la stabilisation du bilan sur le temps long

L’un des grands acquis de la paléoclimatologie est la démonstration que le bilan énergétique de la Terre est resté dans une fenêtre relativement étroite depuis l’Archéen, malgré l’augmentation progressive de la luminosité solaire de l’ordre de 7 à 8% par milliard d’années¹⁸. Cette stabilité remarquable résulte de l’interaction entre le cycle carbonate-silicate et la biosphère.

Le mécanisme fondamental en est le suivant : lorsque la luminosité solaire augmente, la température de surface tend à croître, ce qui accélère le cycle hydrologique et intensifie l’altération chimique des silicates continentaux. Ce processus consomme du CO₂ atmosphérique et transfère du carbone vers les océans sous forme de bicarbonates, réduisant l’effet de serre et tendant à compenser le réchauffement initial¹⁹. La biosphère terrestre amplifie ce mécanisme : les plantes vasculaires, apparues au Dévonien (−400 Ma), accélèrent l’altération via leurs systèmes racinaires et les acides organiques sécrétés²⁰.

Ce couplage entre le cycle carbonate-silicate et la biosphère constitue le véritable thermostat planétaire à l’échelle des temps géologiques. Il explique pourquoi la température moyenne de surface est restée entre 10 et 30 °C environ (elle est d’environ 15°C aujourd’hui) pendant la plus grande partie des 4 milliards d’années de l’histoire terrestre, malgré des perturbations considérables – épisodes volcaniques massifs, glaciations globales (« Terre boule de neige »), impacts météoritiques²¹.

La colonisation des continents par les forêts au Carbonifère (−360 à – 300 Ma) illustre l’influence de la biosphère sur le bilan carbone. La lignine s’accumule dans les marécages pour former les gisements houillers. La photosynthèse libère alors plus d’O₂ qu’elle n’en consomme via la décomposition, et le CO₂ atmosphérique chute à des niveaux exceptionnellement bas, contribuant aux glaciations du Permien²².

2.3 Évolution des flux de chaleur sous l’influence du vivant

Les flux atmosphériques

La composition de l’atmosphère détermine en large partie la façon dont la chaleur est transportée verticalement et horizontalement. Le passage d’une atmosphère réductrice riche en CH₄ à une atmosphère oxydante riche en N₂ et O₂ a modifié les propriétés radiatives et thermodynamiques de l’air, et donc les « formes » (patterns) de la circulation atmosphérique²³. La végétation agit activement sur le climat local et global de plusieurs façons. D’abord, les plantes transpirent : elles rejettent de la vapeur d’eau dans l’air, ce qui refroidit leur environnement immédiat, un peu comme la transpiration rafraîchit notre peau. Ensuite, selon leur couleur et leur texture, les surfaces végétales réfléchissent plus ou moins la lumière solaire (c’est l’albédo) – une forêt sombre absorbe davantage de chaleur qu’une prairie claire. Enfin, la végétation perturbe mécaniquement le vent : un couvert forestier crée des turbulences qui modifient la façon dont l’air circule au-dessus du sol. Les forêts tropicales jouent un rôle particulièrement important. En évaporant d’énormes quantités d’eau, elles injectent de la vapeur dans l’atmosphère. Or, quand cette vapeur se condense plus loin pour former des nuages et de la pluie, elle libère de la chaleur (dite chaleur latente) ce qui contribue à transporter de l’énergie thermique des régions équatoriales vers les latitudes plus éloignées de l’équateur²⁴.

Les flux océaniques

La biosphère marine influence les flux de chaleur océaniques de plusieurs façons. D’abord, le phytoplancton absorbe le rayonnement visible dans les premiers mètres de la colonne d’eau, réduisant la profondeur de pénétration de la chaleur solaire et modifiant les variations verticales de température²⁵. Ensuite, la pompe biologique du carbone – l’export de matière organique vers les profondeurs – est couplée à la circulation thermohaline. La productivité biologique et la circulation thermohaline sont donc intimement liées.

Les flux géothermiques

Le vivant influence le climat aussi en profondeur. Les organismes marins (coquillages, coraux, plancton…) construisent leurs coquilles à partir de carbonate de calcium. Quand ils meurent, ces coquilles s’accumulent par couches au fond des océans, formant des sédiments. Or, le fond océanique n’est pas fixe : il se déplace lentement et finit par plonger sous les continents – c’est ce qu’on appelle la subduction. En s’enfonçant dans les profondeurs chaudes de la Terre, ces sédiments se transforment sous l’effet de la pression et de la chaleur, et libèrent du CO₂. Ce gaz remonte alors vers la surface et est rejeté dans l’atmosphère par les volcans. Autrement dit, le CO₂ que les organismes vivants avaient capturé des millions d’années auparavant refait surface, bouclant une sorte de cycle géologique du carbone sur des échelles de temps immenses. Plus largement, la vie a progressivement modifié la nature même des sédiments qui s’accumulent sur les fonds marins – leur quantité, leur composition chimique – et ce faisant, elle a changé la matière qui alimente les zones de subduction²⁶. Il a même été proposé que la subduction de grandes quantités de sédiments issus des grandes glaciations pouvaient lubrifier la subduction et la faciliter²⁷. 

2.4 L’Holocène : un bilan énergétique exceptionnellement stable

La dernière période glaciaire a atteint son maximum il y a environ 21 000 ans, avec des calottes de glace couvrant une grande partie de l’Amérique du Nord et de l’Europe du Nord. Elle ne s’est pas terminée brutalement : le réchauffement s’est étalé sur plusieurs millénaires, entre −18 000 et −10 000 ans, sous l’effet combiné des cycles astronomiques , de la fonte des glaces qui réfléchissaient moins le soleil, de la hausse progressive du CO₂ et de la réduction des poussières atmosphériques. Au total, la planète s’est réchauffée de 4 à 7°C sur cette période – ce qui représente un bouleversement climatique global considérable.

L’Holocène commence il y a 11 700 ans, au moment où ce réchauffement se stabilise et où le climat atteint un régime proche de celui que nous connaissons. C’est une époque d’une remarquable stabilité : pendant près de 10 000 ans²⁸, la concentration en CO₂ de l’atmosphère est restée comprise entre 260 et 280 ppm, et la température moyenne globale n’a varié que de quelques dixièmes de degré d’un siècle à l’autre²⁹. Le bilan énergétique de la Terre était alors quasiment à l’équilibre³⁰ – la quantité d’énergie reçue du Soleil était pratiquement égale à celle renvoyée vers l’espace sous forme de rayonnement infrarouge.

C’est précisément cet équilibre, maintenu pendant des millénaires, que l’activité humaine est en train de rompre.

3. L’Anthropocène : Homo sapiens comme perturbateur du bilan énergétique planétaire (1750 à aujourd’hui)

3.1 Le déséquilibre énergétique anthropique : nature et ampleur

Depuis la révolution industrielle, l’humanité a extrait et brûlé des quantités considérables de combustibles fossiles. La concentration atmosphérique en CO₂, qui était de 280 ppm à l’aube de l’industrialisation, dépasse aujourd’hui 420 ppm³¹, soit une augmentation de 50% en moins de trois siècles. C’est un taux de variation sans précédent dans l’histoire géologique récente, au moins 10 à 100 fois plus rapide que les augmentations enregistrées lors des déglaciations passées³².

Le forçage radiatif anthropique total est estimé à environ +3,0 W/m² par rapport à l’ère préindustrielle – ce qui représente, ramené à la surface totale du globe, environ 1 530 TW d’énergie supplémentaire bloquée par les gaz à effet de serre. C’est ce que la Terre aurait perdu vers l’espace sans ce blocage. Le déséquilibre énergétique net – après prise en compte des rétroactions rapides déjà en cours (réchauffement, humidité, nuages) – mesuré depuis les années 2000 par des satellites, est estimé à +0,87 W/m² en moyenne – soit environ 440 TW à l’échelle du globe, l’équivalent de 45 fois la puissance de toutes les centrales électriques mondiales installées en 2024.

La conséquence directe est un déséquilibre du bilan radiatif de la Terre. La perturbation de ce bilan radiatif causée par l’ensemble des modifications de composition atmosphérique depuis 1750³³ – principalement l’augmentation du CO₂, du CH₄ et du N₂O, partiellement compensée par l’effet refroidissant des aérosols. Ce forçage radiatif anthropique total est depuis 1750 de 3,0 W/m². C’est la réduction du flux infrarouge sortant vers l’espace qu’on observerait si la température de surface n’avait pas encore eu le temps de réagir à cette perturbation. Mais le système climatique réagit : la surface se réchauffe, émet davantage de rayonnement infrarouge (loi de Stefan-Boltzmann, voir note 3), et réduit ainsi partiellement le déséquilibre initial. Le déséquilibre énergétique, directement mesuré³⁴ par satellites et par la calorimétrie océanique – ce qui s’accumule réellement dans le système – est de +0,87 W/m², soit environ 440 TW. Dès lors, la Terre absorbe davantage d’énergie qu’elle n’en réémet vers l’espace, et l’énergie excédentaire s’accumule principalement dans les océans³⁵.

3.2 Les flux de chaleur atmosphériques à l’ère anthropique

Au-delà du réchauffement global, les flux de chaleur sont profondément modifiés sous l’action de plusieurs mécanismes que nous allons évoquer maintenant.

Amplification polaire

Le réchauffement se produit de façon non uniforme à la surface du globe. Les régions arctiques se réchauffent deux à quatre fois plus vite que la moyenne globale – un phénomène désigné sous le terme d’amplification arctique³⁶. 

Intensification du cycle hydrologique

L’augmentation de la température de surface amplifie l’évaporation et la capacité de l’atmosphère à transporter de la vapeur d’eau, conformément à la relation de Clausius-Clapeyron (+7% de vapeur d’eau par degré de réchauffement). La chaleur latente associée à l’évaporation représente environ 85 W/m² dans le bilan énergétique de surface³⁷. Son intensification modifie la distribution spatiale des précipitations, avec une tendance générale à l’intensification des événements extrêmes³⁸.

Modification des circulations de mousson

Les moussons d’Asie du Sud et d’Afrique de l’Ouest, qui constituent des mécanismes majeurs de redistribution méridionale de chaleur et d’humidité, répondent de façon complexe au réchauffement anthropique. L’hétérogénéité du réchauffement entre continents et océans modifie les variations thermiques qui pilotent ces circulations³⁹.

3.3 Les flux de chaleur océaniques : l’immense puits thermique en mutation

Les océans jouent un rôle central dans le bilan énergétique anthropique : ils absorbent environ 90% de l’énergie excédentaire accumulée depuis 1970. Cette absorption massive a deux conséquences majeures. 

D’un côté, elle masque une part importante du réchauffement qui serait autrement exprimé dans les températures atmosphériques de surface – le « réchauffement en attente⁴⁰ ». Même si l’ensemble des émissions anthropiques de GES s’arrêtait aujourd’hui, le système climatique continuerait à se réchauffer pendant plusieurs décennies. Ce réchauffement engagé est estimé à au moins 0,3 à 0,5 °C au-delà du réchauffement actuel.

De l’autre côté, elle est en train de modifier en profondeur la structure thermique, chimique et dynamique de l’océan global.

Stratification et ralentissement de la circulation thermohaline

L’absorption de chaleur par les eaux de surface océaniques accroît leur flottabilité par rapport aux eaux plus froides et denses des profondeurs. Cette stratification accrue réduit les échanges verticaux entre la surface et les couches profondes. Des mesures indiquent un affaiblissement de la circulation méridionale de retournement atlantique (AMOC) de l’ordre de 15% depuis le milieu du XXe siècle, bien que l’attribution et l’ampleur restent incertains⁴¹.

Réchauffement des couches profondes

Le taux de réchauffement de l’océan profond (en dessous de 2000 m) a doublé depuis 1992 selon les données Argo et les mesures hydrographiques répétées⁴². Ce réchauffement profond contribue à la dilatation thermique des eaux et donc à l’élévation du niveau de la mer.

Fonte des glaces de mer et de l’Arctique

La réduction de la banquise arctique estivale – dont l’étendue a diminué d’environ 40% depuis 1980⁴³ – crée une rétroaction positive majeure. La glace de mer présente un albédo élevé⁴⁴ (0,6–0,8), tandis que l’eau de mer libre a un albédo très faible (0,06–0,10). On estime que cette rétroaction albédo-glace de mer contribue pour environ 0,15 à 0,25 W/m² au forçage radiatif total⁴⁵.

3.4 Les flux de chaleur terrestres : cryosphère, permafrost et surfaces continentales

Le permafrost et les rétroactions carbone 

Les sols gelés en permanence couvrent environ 25% des surfaces continentales de l’hémisphère Nord et stockent environ 1 460 à 1 600 GtC – soit presque le double du carbone actuellement présent dans l’atmosphère⁴⁶. Avec le réchauffement anthropique, ce permafrost dégèle progressivement, libérant du CO₂ et du CH₄. Des estimations récentes⁴⁷ suggèrent que cette rétroaction permafrost-carbone pourrait contribuer à un réchauffement supplémentaire de l’ordre de 0,2 à 0,25°C d’ici 2100 – une contribution modeste à court terme, mais qui s’amplifie significativement aux échelles de temps séculaires et millénaires si les émissions ne sont pas drastiquement réduites.

Modification des surfaces continentales et albédo

Les changements d’usage des terres – déforestation, urbanisation, agriculture – modifient l’albédo de surface et les flux de chaleur sensible et latente. À l’échelle globale, le forçage radiatif lié aux changements d’usage des terres est estimé à environ −0,15 à −0,20 W/m², avec de fortes incertitudes régionales⁴⁸.

Les îlots de chaleur urbains

Les zones urbaines créent des îlots de chaleur qui peuvent dépasser de 2 à 5 °C les zones environnantes, via l’absorption de rayonnement solaire par les surfaces sombres, la réduction de l’évapotranspiration et la production de chaleur anthropogène directe⁴⁹.

Conclusion : une machine thermique à reconfigurer

Le bilan énergétique de la Terre et ses grands flux de chaleur ont évolué à travers trois grandes transitions. La planète abiotique des premiers temps s’est refroidie progressivement, tout en développant les premiers flux atmosphériques et océaniques dans un monde dominé par la géothermie, une rotation rapide génératrice d’une circulation atmosphérique fragmentée, et un Soleil encore faible. L’obliquité primitive, potentiellement moins bien stabilisée qu’aujourd’hui, gouvernait une distribution latitudinale de la chaleur différente de la nôtre. L’émergence de la biosphère a ensuite transformé radicalement ce bilan en modifiant la composition atmosphérique, en créant des mécanismes de séquestration carbonée et en s’imposant comme modulateur actif de la circulation climatique. 

L’espèce humaine, en quelques siècles, a introduit dans ce système un forçage d’une ampleur et d’une vitesse sans précédent. Ce qui distingue fondamentalement la perturbation anthropique des transitions précédentes n’est pas seulement son amplitude, mais sa vitesse. Le thermostat planétaire — le cycle carbonate-silicate — peut absorber des perturbations du cycle du carbone, mais sur des échelles de temps de centaines de milliers d’années. À l’échelle centennale, il est inopérant. La biosphère, dont le vivant a mis des millions d’années à reconfigurer les flux énergétiques, ne peut pas non plus s’adapter en quelques générations humaines.

La bonne nouvelle est que cette perturbation est causée par une espèce qui est désormais capable de la mesurer, de la comprendre et d’agir en conséquence. La décarbonation de l’économie mondiale n’est pas seulement un enjeu économique ou politique : c’est une intervention consciente sur le bilan énergétique planétaire. 

Et c’est peut-être la première fois dans l’histoire de la Terre qu’une espèce est en position de jouer délibérément le rôle de régulateur de la machine thermique planétaire, en lieu et place des régulations géologiques et biologiques qui ont assuré l’habitabilité terrestre depuis quatre milliards d’années.

Alain Grandjean

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1. Davies, J.H., & Davies, D.R. (2010), Earth’s surface heat flux. Solid Earth, 1, 5–24. ↩︎
2. Ce chiffre se calcule simplement à partir de la constante solaire. 
   Voir également Wikipédia Bilan Radiatif de la Terre. ↩︎
3. Selon la loi de Stefan-Boltzmann. ↩︎
4. Voir Trenberth, Fasullo & Kiehl, Earth’s Global Energy Budget, Bulletin of the American Meteorological Society, Volume 90, Issue 3. 2009. ↩︎
5. McDonough, W.F. (2020), Radiogenic Power and Geoneutrino Luminosity of the Earth and Other Terrestrial Bodies Through Time, Geochemistry, Geophysics, Geosystems. ↩︎
6. Wordsworth, R., & Pierrehumbert, R. (2013), Hydrogen-nitrogen greenhouse warming in Earth’s early atmosphere, Science, 339(6115), 64–67. ↩︎
7. Des modèles récents suggèrent qu’une pression atmosphérique totale plus élevée qu’aujourd’hui — possiblement 1,5 à 2 bar – aurait également contribué à l’effet de serre de pression. Goldblatt, C., Claire, M., Lenton, T., et al. (2009), Nitrogen-enhanced greenhouse warming on early Earth, Nature Geoscience, 2, 891–896. ↩︎
8. Lorsque le noyau interne se solidifie progressivement par refroidissement, il libère de la chaleur latente et des éléments légers (soufre, oxygène, silicium) qui entretiennent les mouvements convectifs du noyau externe liquide, tout comme le feu sous une casserole d’eau provoque des mouvements dans l’eau. Ces mouvements de fluide conducteur, combinés à la rotation de la Terre, génèrent et maintiennent un champ magnétique (c’est un principe de base de la physique) comparable à un gigantesque aimant incliné. ↩︎
9. Tarduno, J.A., et al. (2010), Geodynamo, Solar Wind, and Magnetopause 3.4 to 3.45 Billion Years Ago, Science, 327(5970), 1238–1240. ↩︎
10. Lundin, R., Lammer, H., & Ribas, I. (2007), Planetary magnetic fields and solar forcing: Implications for atmospheric evolution. Space Science Reviews, 129(1–3), 245–278. ↩︎
11. Cnossen, I., et al. (2007), Habitat of early life: Solar X-ray and UV radiation at Earth’s surface 4–3.5 billion years ago, Journal of Geophysical Research Biogeosciences, 112, G02009. ↩︎
12. Williams, G.E. (2000), Geological constraints on the Precambrian history of Earth’s rotation and the Moon’s orbit, Reviews of Geophysics, 38(1), 37–59. ; Farhat, M., Auclair-Desrotour, P., Boué, G., & Laskar, J. (2022), The resonant tidal evolution of the Earth–Moon distance, Astronomy & Astrophysics, 665, L1. ↩︎
13. Citons wikipédia : « La force de Coriolis est une force inertielle agissant perpendiculairement à la direction du mouvement  d’un corps en déplacement dans un milieu (un référentiel) lui-même en rotation  uniforme, tel que vu par un observateur partageant le même référentiel ». ↩︎
14. Les modèles de circulation générale atmosphérique (GCM) appliqués à une Terre à rotation rapide montrent que cette intensification fragmentait les cellules de circulation en un plus grand nombre de bandes latitudinales étroites — on parle de régime à « jets multiples » — en lieu et place des trois grandes cellules de Hadley, Ferrel et Polaire qui structurent la circulation atmosphérique actuelle. Voir Kaspi, Y., & Showman, A.P. (2015), Atmospheric dynamics of terrestrial exoplanets over a wide range of orbital and atmospheric parameters, The Astrophysical Journal, 804(1), 60. ↩︎
15. Avec une obliquité supérieure à 54°, les pôles reçoivent alors en moyenne annuelle plus d’énergie solaire que l’équateur. Voir Ferreira, D., Marshall, J., O’Gorman, P.A., & Seager, S. (2014), Climate at high-obliquity, Icarus, 243, 236–248. ↩︎
16. Laskar, J., Joutel, F., & Robutel, P. (1993), Stabilization of the Earth’s obliquity by the Moon, Nature, 361, 615–617. ↩︎
17. Hays, J.D., Imbrie, J., & Shackleton, N.J. (1976), Variations in the Earth’s orbit: pacemaker of the ice ages, Science, 194(4270), 1121–1132. ↩︎
18. Gough, D.O. (1981), Solar interior structure and luminosity variations, Solar Physics, 74, 21–34. ↩︎
19. Walker, J.C.G., Hays, P.B., & Kasting, J.F. (1981), A negative feedback mechanism for the long-term stabilization of Earth’s surface temperature, Journal of Geophysical Research, 86(C10), 9776–9782. ↩︎
20. Berner, R.A. (1997), The rise of plants and their effect on weathering and atmospheric CO2, Science, 276(5312), 544–546. ↩︎
21. Macdougall, J.D. (2019), A Short History of Planet Earth: Mountains, Mammals, Fire, and Ice, Wiley. ISBN 978-0-471-19253-0. ↩︎
22. Berner, R.A., & Kothavala, Z. (2001), GEOCARB III: A revised model of atmospheric CO2 over Phanerozoic time, American Journal of Science, 301, 182–204. ↩︎
23. Catling, D.C., & Zahnle, K.J. (2020), The Archean atmosphere, Science Advances, 6(9), eaax1420. ↩︎
24. Bonan, G.B. (2008), Forests and climate change: forcings, feedbacks, and the climate benefits of forests, Science, 320(5882), 1444–1449. ↩︎
25. Lengaigne, M., Menkes, C., Aumont, O., et al. (2007), Influence of the oceanic heat content on the warming of the tropical Pacific Ocean, Climate Dynamics, 28, 503–516. ↩︎
26. Lengaigne, M., Menkes, C., Aumont, O., et al. (2007), Influence of the oceanic heat content on the warming of the tropical Pacific Ocean, Climate Dynamics, 28, 503–516. ↩︎
27. Sobolev, S. V. & Brown, M. (2019), Surface erosion events controlled the evolution of plate tectonics on Earth, Nature, 570 (7759), 52–57. ↩︎
28. Shakun, J.D., Clark, P.U., He, F., et al. (2012). Global warming preceded by increasing carbon dioxide concentrations during the last deglaciation, Nature, 484, 49–54. ↩︎
29. Marcott, S.A., Shakun, J.D., Clark, P.U., Mix, A.C. (2013), A Reconstruction of Regional and Global Temperature for the Past 11,300 Years, Science, 339, 1198–1201. ↩︎
30. Trenberth, K.E., Fasullo, J.T. & Kiehl, J. (2009), Earth’s Global Energy Budget, BAMS, 90(3), 311–323. ↩︎
31. Keeling, C.D., et al. (2024), Scripps Institution of Oceanography CO2 Program, La Jolla, California. Données en accès libre. ↩︎
32. Zeebe, R.E., Ridgwell, A., & Zachos, J.C. (2016), Anthropogenic carbon release rate unprecedented during the past 66 million years, Nature Geoscience, 9, 325–329. ↩︎
33. IPCC (2021), The Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge University Press. ↩︎
34. von Schuckmann, K., et al. (2023), Heat stored in the Earth system 1960–2020: where does the energy go?, Earth System Science Data, 15, 1675–1709. ↩︎
35. Johnson, G.C., Lyman, J.M., & Loeb, N.G. (2023), Improving estimates of Earth’s energy imbalance, Nature Climate Change, 13, 131–132. ↩︎
36. Serreze, M.C., & Barry, R.G. (2011). Processes and impacts of Arctic amplification: A research synthesis. Global and Planetary Change, 77(1–2), 85–96. ↩︎
37. Trenberth, Fasullo & Kiehl (2009), Earth’s Global Energy Budget , Bulletin of the American Meteorological Society, vol. 90, n°3, pp. 311–323. ↩︎
38. Trenberth, K.E. (2011), Changes in precipitation with climate change, Climate Research, 47, 123–138. ↩︎
39. Bony, S., et al. (2015), Clouds, circulation and climate sensitivity, Nature Geoscience, 8, 261–268. ↩︎
40. Mauritsen, T., & Pincus, R. (2017), Committed warming inferred from observations, Nature Climate Change, 7, 652–655. ↩︎
41. Caesar, L., Rahmstorf, S., Robinson, A., et al. (2018), Observed fingerprint of a weakening Atlantic Ocean overturning circulation, Nature, 556, 191–196.
    Thornalley, D.J.R. et al. (2018), « Anomalously weak Labrador Sea convection and Atlantic overturning during the past 150 years », Nature, 556, 227–230. ↩︎
42. Desbruyères, D.G., McDonagh, E.L., King, B.A., & Thierry, V. (2017), Global and full-depth ocean temperature trends during the early twenty-first century from Argo and repeat hydrography, Journal of Climate, 30(6), 1985–1997. ↩︎
43. Stroeve, J., & Notz, D. (2018), Changing state of Arctic sea ice across all seasons, Environmental Research Letters, 13(10), 103001. ↩︎
44. Selon Wikipedia, « L’albédo, dans sa définition la plus courante dite albedo de Bond, est une valeur comprise entre 0 et 1 : un corps noir  parfait, qui absorberait toutes les longueurs d’onde sans en réfléchir aucune, aurait un albédo nul, tandis qu’un miroir parfait, qui réfléchirait toutes les longueurs d’onde, sans en absorber une seule, aurait un albédo égal à 1. » ↩︎
45. Pistone, K., Eisenman, I., & Ramanathan, V. (2014), Observational determination of albedo decrease caused by vanishing Arctic sea ice, PNAS, 111(9), 3322–3326. ↩︎
46. Hugelius, G., et al. (2014), Estimated stocks of circumpolar permafrost carbon with quantified uncertainty ranges and identified data gaps, Biogeosciences, 11, 6573–6593. ↩︎
47. Woodard, D. L. et al. (2021) « A permafrost implementation in the simple carbon–climate model Hector v.2.3pf  » Geoscientific Model Development, 14, 4751–4767. ↩︎
48. Bright, R.M., et al. (2017), Local temperature response to land cover and management change driven by non-radiative processes, Nature Climate Change, 7, 296–302. ↩︎
49. Oke, T.R. (1982), The energetic basis of the urban heat island, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 108(455), 1–24. ↩︎

Photo : Graeme Maclean. Extreme heat warning sign in Death Valley, California, USA. Wikimedia Commons.