Le couple diamictites - cap carbonates, signature d'un épisode de snowball Earth – Implication pour la formation néoprotérozoïque de Tsagaan-Oloom (Sud-Ouest de la Mongolie)

Source - © 2020 D’après Yu et al. [37]

Figure 2. Localisation et épaisseur des cap carbonates (CCS) de la période glaciaire de la fin du Sturtien (~ −660 Ma) (A), et de la fin de la période glaciaire marinoenne (~ −635 Ma) (B)

Abréviations des cratons : Am Amazonia, Ar Arabie, Au Australie, Ba Baltique, Co Congo, EA Est Antarctique, ES Svalbard Est, G Groenland, In Inde, Ka Kalahari, La Laurentia, Nc Nord Chine, SC Chine du Sud, SF Sao Francisco, Si Sibérie, Ta Tarim, TM Touva-Mongolie, WA Afrique de l'Ouest.

Les données paléogéographiques proviennent de Li et al. (2013[24]) et de Qi et al. (2018[30]).

Les modèles climatologiques laissent entendre que les CCs ont probablement été produits par une combinaison de processus chimiques et microbiens dans un environnement post-glaciaire impliquant un océan fortement stratifié et à faible salinité. La corrélation des profils δ¹³C (figure 13) montre que les précipitations des CCs ont commencé de manière synchrone, mais se sont terminées de manière diachrone à l'échelle mondiale. Les CCs sont nettement plus épais dans les régions de faible paléolatitude, suggérant une plus grande production d'alcalinité et/ou des précipitations carbonatées plus rapides dans ces régions, ce qui favorise la production d'alcalinité par altération continentale plutôt que par remontée d'eau océanique ou oxydation du méthane.

En Mongolie, les carbonates de couverture (CCs) de la formation Ol sont composés de particules finement laminées (micropéloïdes) et contiennent des stromatolites tubéreux, des ondulations géantes (figure 7), et des éventails de cristal pseudomorphisés. Ces structures sédimentaires particulières, leur ordre spécifique et le profil sigmoïdal δ¹³C distinct, sont caractéristiques des carbonates basaux de la “calotte carbonatée” de l'Édiacarien à l'échelle mondiale (Hoffman et al., 2017[17]). Ceci suggère que la diamictite de Khongoryn sous-jacente est un dépôt glaciaire de la fin du Cryogénien.

Dans le cas du CO₂, une augmentation de sa teneur entraine un réchauffement de la troposphère par effet de serre. Ce dernier conduit à une augmentation de l'évaporation de l'eau des océans (donc à une augmentation de la vapeur d'eau) qui contribue à un accroissement encore plus fort de l'effet de serre. Mais s'il a plus de vapeur d'eau dans l'atmosphère, il peut y avoir une plus grande variété de nuages, qui, augmentant l'albédo de la planète, diminue sa température. Ceci représente une rétroaction dite positive pour la première, négative pour la deuxième, qui viennent se surimposer à l'effet initial. Dans le même temps, les mêmes causes produisant ici des effets contraires, dans un environnement plus chaud et plus humide, la végétation va se développer et entrainer une rétroaction en fixant le CO₂ par la croissance des arbres dans le processus de photosynthèse. Cette rétroaction est dite négative, car elle a pour conséquence de faire diminuer la teneur en CO₂ et donc de diminuer l'effet de serre. Dans le cas de cette action biologique, la réalité peut être plus complexe est pas toujours bien quantifiée. Une augmentation de la température augmente la photosynthèse (augmentation de la biomasse des plantes vivantes, donc baisse du CO₂), mais augmente aussi la vitesse de décomposition de la matière organique des sols (donc hausse du CO₂). C'est cette imbrication complexe de rétroactions positives et négatives qui rend difficiles (mais pas impossibles) les modélisations climatiques.

Les océans peuvent jouer dans un sens comme dans l'autre. Les masses d'eau océaniques peuvent dissoudre une grande quantité de CO₂. La mise en solution du CO₂ est d'autant plus importante que l'océan est froid (la solubilité du CO₂ dans l'eau est de 0,9 g.cm^–3 à 20°C et de 1,7 g.cm^–3 à 0°C). Cependant, ce phénomène entraine un abaissement du pH qui a pour conséquence de modifier les équilibres géochimiques des carbonates. Les océans se comportent ainsi comme puits ou comme source de CO₂ en fonction de la température qui elle-même fluctue en fonction de la teneur en CO₂ dans l'atmosphère. Des rétroactions entre les enveloppes fluides peuvent ainsi se déclencher en cas de réchauffement et en cas de refroidissement.

La cryoconite est un dépôt de poussière soufflée par le vent, composée de particules minérales de roches dont des cendres volcaniques, de matière organique (suie, micro-organismes morts) et de micro-organismes vivants (bactéries, spores…), à la surface de la neige et des glaces.

Des couches discrètes de cendres volcaniques se trouvent occasionnellement au sein de couches stratifiées de dépôts glacio-marins d'âge cryogénien.

Là où le volcanisme est absent à l'intérieur des bassins, les couches de cendres sont supposées être issues d'éruption aériennes lointaines. Il a été avancé que le dépôt de ces couches indique des conditions sans glace. Mais si les cendres ont été d'abord déposées sur la glace, puis advectées vers les basses latitudes de sublimation du glacier marin, elles pourraient être rejetées par un moulin^[2] dans l'océan sous-glaciaire (figure 17B) et se déposer sur le fond. La cryoconite riche en cendres est susceptible d'être dispersée par les courants océaniques, mais c'est également le cas des cendres déposées sur un océan libre de glace. Dans le cas d'une Terre boule de neige, l'océan est turbulent, mais moins turbulent que la couche mixte d'un océan libre de glace. Le dépôt de couches discrètes de cendres volcaniques lointaines pourrait, finalement, être plus probable dans un océan couvert de glace que dans un océan libre de glace.

Source - © 2017 D'après Hoffman et al. [17], modifié

Figure 17. Étangs de cryoconite et recyclage dans les moulins des eaux de fonte de cryoconite sur une Terre boule de neige

(A) Paléogéographie globale lors du cryochron sturtien à −680 Ma. Les zones continentales brunes indiquent schématiquement les sources possibles de poussière des vallées sèches. Les zones grises dans la zone de sublimation à basse latitude du glacier marin indiquent l'étendue possible des étangs de cryoconite.

(B) Instantané d'un modèle d'écoulement de glace 2D d'une Terre boule de neige avec un taux global d'accumulation de poussière de 10 m.Ma⁻¹. La cryoconite sombre et exposée au Soleil rend la glace sublimative chaude et fine. Le lessivage de la cryoconite par l'eau de fonte et à travers les moulins est illustré schématiquement. Les parois de glace apparentes à 18° de latitude ont des pentes réelles de 1 m.km⁻¹. La production biologique est presque équilibrée par la respiration aérobie dans les trous de cryoconite et les étangs. La matière organique de la cryoconite évacuée est soumise à la respiration anaérobie dans la colonne d'eau et les sédiments. Le Fe(III) et le sulfate proviennent de la lixiviation de la cryoconite et de l'altération sous-inlandsis. Si la respiration anaérobie est incomplète, la matière organique est enfouie et l'O₂ est ajouté à l'atmosphère.

Firn = névé.

Dans l'hypothèse d'une Terre totalement glacée, la vie qui s'était maintenue dans les océans aurait dû être asphyxiée… Certains chercheurs pensent que la Terre n'était pas totalement recouverte de glace, grâce notamment aux sources chaudes, aux volcans. La vie a pu se réfugier dans des cryoconites, sortes de marmites qui forment des trous dans la glace. Ce qui était suffisant pour permettre des échanges entre l'atmosphère et les océans et une continuité de la vie jusqu'à la déglaciation et, par exemple, à l'explosion cambrienne.

Le volcanisme se comporte comme une source de gaz carbonique, en libérant du CO₂ dans l'atmosphère, qui va participer à l'effet de serre, mais l'altération des basaltes fraichement produits lors d'éruptions volcaniques joue un rôle de puits de carbonate. L'érosion/altération des basaltes sous l'effet de l'humidité va engendrer un puits de CO₂. Depuis les travaux précurseurs de Berner et al. (1983[2]), il est maintenant bien établi que l'altération des roches basaltiques consomme huit fois plus de carbone qu'une surface granitique équivalente d'où une baisse significative du CO₂ atmosphérique et concomitamment la sédimentation de carbonate dans les océans.

En effet, les basaltes s'altèrent très rapidement. De 10 à 100 fois plus vite que les autres roches continentales. De ce fait, toute mise en place d'un grand épanchement basaltique (LIP) s'accompagne d'une surconsommation de CO₂ atmosphérique par les réactions géochimiques liées à l'altération des silicates de Ca et Mg. Ainsi le volcanisme, outre la libération du CO₂ qui a les effets à court terme, amène en surface une quantité importante de basaltes, donc de silicates calciques et magnésiens, sous forme de minéraux ou de verre (le verre volcanique étant plus rapidement altéré que les minéraux cristallisés). L'altération de ces roches volcaniques riches en calcium favorisee la libération de Ca²⁺, donc la précipitation de calcaire, suivant des réactions du type :

[1] H₂O + 2 CO₂ + CaSiO₃ → (altération) → SiO₂ + Ca²⁺ + 2 HCO₃⁻ → (transport vers la mer puis précipitation) → CaCO₃ + SiO₂ + CO₂ + H₂O.

Cette altération se poursuit tant qu'il reste du basalte à altérer (action à moyen terme).

De plus, les deux paramètres structurants sont la quantité d'eau qui s'écoule sur ces basaltes et la température. En effet, une température élevée favorise l'altération. Un écoulement d'eau important favorise aussi l'altération des basaltes. Une Terre chaude étant globalement une Terre plus humide, la rétroaction est négative (accroissement des teneurs en CO₂ de l'atmosphère → altération qui augmente → baisse du CO₂ dans l'atmosphère). Toutefois, il suffit qu'une effusion de basalte ait lieu dans les régions froides ou non pluvieuses pour que leur impact climatique ne soit que de libérer du CO₂ à court terme dans l'atmosphère et donc de la réchauffer.

Globalement, le dioxyde de carbone libéré lors de l'altération rapide des basaltes des LIPs peut conduire à refroidissement significatif de l'atmosphère. En effet, lors de l'altération des roches silicatées, le CO₂ gazeux passe en solution pour former de l'acide carbonique (H₂CO₃) qui contribue à la dissolution des minéraux et à la formation d'ions hydrogénocarbonates (HCO₃⁻). Ces ions se retrouvent dans l'océan où, à saturation, ils participent à la précipitation de carbonates (CaCO₃). Lors de l'altération des minéraux silicatés, la totalité des ions hydrogénocarbonates provient de l'atmosphère, ce qui représente la consommation d'une mole de bicarbonate ou de CO₂ atmosphérique. Alors que dans l'altération des roches carbonatées seule une mole de bicarbonate sur les deux consommée précipite à la réaction, la seconde est relarguée dans l'atmosphère sous forme de CO₂ – pour le dioxyde de carbone, le bilan est donc nul. À l'échelle du million d'années, seule l'altération des silicates consomme réellement du CO₂ atmosphérique. L'altération des basaltes est un puits de CO₂.

Pour fixer les idées, prenons le cas du plagioclase qui est le plus fréquent des silicates des granites comme des basaltes, on peut résumer le bilan de son altération de la façon suivante :

[2] 2 Al₂Si₂O₈Ca + 4 CO₂ + 6 H₂O → 2 Ca²⁺ + 4 HCO₃⁻ ± Si₄O₁₀Al₄(OH)₈,

où Al₂Si₂O₈Ca est le pôle calcique des plagioclases calciques (anorthite) et Si₄O₁₀Al₄(OH)₈ la plus simple des argiles, la kaolinite.

Il apparait clairement que cette altération consomme 2 CO₂ atmosphériques pour mettre en solution 1 Ca²⁺. C'est deux fois plus que la simple dissolution des calcaires :

[3] CaCO₃ + CO₂ + H₂O → Ca²⁺ + 2HCO₃^–,

qui ne consomme qu'un seul CO₂ atmosphérique par Ca²⁺ mis en solution.

Cette différence a un rôle majeur dans les variations du taux de CO₂ atmosphérique. C'est la raison pour laquelle, au cours des milliards d'années, du CO₂ atmosphérique a été transformé et stocké en CO₂ lithosphérique (calcaire). Ce dernier est détruit à chaud dans les réactions métamorphiques et surtout par la subduction :

[4] CaCO₃ + SiO₂ → CaSiO₃ + CO₂,

où le CO₂ revient alors dans l'atmosphère, recyclé par le volcanisme et la tectonique des plaques.

Les variations de teneur en CO₂ atmosphérique aux grandes échelles de temps géologique sont dues aux variations relatives de l'altération continentale (puits de CO₂) et du volcanisme (source de CO₂). Mais au cours de l'histoire de la Terre, la fabrication de calcaire en “surface” a été globalement légèrement supérieure à sa destruction en profondeur (par métamorphisme et subduction).

La baisse du CO₂ atmosphérique lors des périodes glaciaires est liée à la solubilité plus forte du dioxyde de carbone dans l'eau froide. Ainsi, un refroidissement des eaux de surface entraine un “pompage” plus efficace du CO₂ de l'atmosphère par l'océan (le carbone du dioxyde de carbone est notamment consommé par les organismes vivants et finit en partie par sédimenter sur les fonds des océans). Nous avons ici une boucle de rétroaction positive entre la température des masses océaniques et l'effet de serre. Un autre phénomène qui explique la baisse du CO₂ atmosphérique lors des périodes interglaciaires est lié aux changements hydrostatiques (variation du niveau des océans – isostasie). En effet, l'altération des roches carbonatées et silicatées utilise du CO₂ atmosphérique, en relation avec l'acide carbonique (H₂CO₃) qui se forme quand le CO₂ se dissout dans l'eau. Or le refroidissement et les glaciations entrainent une baisse du niveau marin, ce qui conduit à une exposition à l'air libre de roches carbonatées et une utilisation accrue du CO₂ de l'air qui est entrainé avec l'eau en direction de l'océan sous une forme dissoute. Nous faisons, là encore, face à une boucle de rétroaction positive : baisse de la température → baisse du niveau marin → augmentation de l'espace continental → augmentation de l'érosion continentale → baisse du CO₂ atmosphérique → baisse de l'effet de serre → baisse de la température.

Enfin, n'oublions pas que la formation d'une chaine de montagnes (suivie de la dislocation d'un super continent, orogenèse – dislocation de la Rodania au Néoprotérozoïque – cycle de Wilson) est aussi un facteur qui favorise l'altération des silicates continentaux et permet également la précipitation de calcaire dans les océans. En tenant compte d'une surface de basalte érodée de 7 millions de km² les modèles (comme GEOCLIM) mettent en évidence que :

D'autres modèles comme GCM (Global Climate Model) montrent que si plus de la moitié de la surface terrestre est gelée on entre alors dans une boucle de rétroaction glace-albédo irréversible amenant à la glaciation des océans tropicaux.

Le mouvement relatif des plaques continentales à la surface du globe, dispersion ou rassemblement des masses continentales (cycle de Wilson), influence de façon notable le climat sur des échelles de temps de l'ordre de 100 Ma. En effet, les propriétés de réflexion (albédo), de stockage d'énergie, etc., sont fondamentalement différentes entre les continents et les océans. Leur position relative et leur évolution modifient également les grands mouvements atmosphériques et les circulations marines.

Un autre effet important lié à la tectonique des plaques est celui de l'ouverture / fermeture des isthmes continentaux qui ouvrent / isolent des bassins océaniques. La configuration actuelle d'un océan polaire pratiquement isolé du reste des océans par un pourtour continental représente une configuration favorable à une glaciation dans l'hémisphère Nord. De même, l'ouverture du passage de Francis Drake (entre la pointe de l'Amérique du Sud et la péninsule antarctique) a isolé le continent antarctique du point de vue continental et contribué à son englacement permanent. La fermeture de l'isthme de Panama a entrainé une modification de la circulation océanique profonde puisqu'auparavant les eaux peu salines du Pacifique se mélangeaient aux eaux salines de l'Atlantique, réduisant ou même stoppant la convection profonde des eaux atlantiques. Les exemples sont nombreux. L'ouverture ou la fermeture du détroit de Gibraltar a également isolé et/ou alimenté la mer Méditerranée et contribué aux importants dépôts de sels au fond de la Méditerranée (crise messinienne).

Les orogenèses, elles-mêmes liées à la tectonique des plaques, ont également une influence certaine sur le climat. Les montagnes Rocheuses, par exemple, sont perpendiculaires au flux d'Ouest des moyennes latitudes. Elles créent une onde planétaire qui favorise les coulées d'air froid en hiver et des remontées d'air chaud à l'amont, c'est-à-dire sur les grandes plaines américaines. La perturbation est globale en fonction de l'intensité du flux d'Ouest, parce que les Rocheuses représentent ainsi une situation de blocage atmosphérique.

Il est vraisemblable que la dislocation du supercontinent Rodinia qui se délite de manière concomitante, entre −800 et −750 Ma, pourrait être un des grands événements géologiques susceptibles de déclencher un puits de CO₂. En effet, un vaste système de rifts a pu alors se développer et mettre en place des quantités considérables de basaltes résultant de la présence de plusieurs points chauds. Dans le même temps, la fragmentation continentale s'accompagne de la mise en place de trapps donc d'une altération exacerbée des silicates fraichement mis en place.

Ces exemples montrent que des modifications du relief terrestre contribuent à la variabilité climatique sur une échelle de temps supérieure au million d'années. Les conditions de relief peuvent être considérées comme stables en dessous de cette échelle de temps.

Actuellement, une partie significative du CO₂ est absorbée par les algues photosynthétiques. Cette pompe biologique des océans, dite de Williams Riley, absorbe annuellement environ 6,2.10⁹ tonnes de CO₂ soit environ 25 fois plus que les émissions volcaniques en période normale et 20 % des émissions anthropiques. Notons que la décomposition de ces algues photosynthétiques (mangées par des herbivores, décomposés par des bactérie…) libère autant de CO₂ qu'elles en ont absorbé pour leur croissance. Mais une grande quantité de carbone est “stocké” sous forme de molécules organiques et n'est donc plus sous forme de CO₂ atmosphérique. Cette pompe biologique est essentielle et sa modification aurait des répercussions immédiates et importantes si son fonctionnement venait à être perturbé et si du carbone organique se “déstockait”. Elle tempère en quelque sorte le réchauffement anthropique.

Notons que le métamorphisme de contact par injection de sills et dykes dans des formations riches en carbonates, charbon ou évaporites, peut entrainer un relargage massif de CO₂.

La figure 13-A, est une courbe obtenue grâce à la compilation de divers travaux. Certains des affleurements-clés qui ont permis de “caler” cette courbe sont indiqués, ainsi que l'importante marge d'incertitude (flèches bleues ; plus d'un ordre de grandeur). La décroissance du CO₂ atmosphérique est forte, elle est exponentielle (elle semble linéaire… avec une échelle logarithmique), la teneur en CO₂ est divisée par 10 tous les milliards d'années. Cette baisse est due à sa forte intégration par les calcaires dont la quantité augmente au cours du temps (entre autres à cause de l'altération des basaltes qui libère du Ca²⁺). Dans le même temps, le volcanisme est l'une des causes de la diminution du CO₂ (par l'altération des basaltes), il est aussi une cause possible de son augmentation, puisque le volcanisme libère du CO₂ lors des éruptions. Mais cette libération s'est avérée insuffisante pour compenser son piégeage par les calcaires.

Notons qu'il est heureux pour la vie que le CO₂ ait été très élevé il y a 4 Ga puis qu'il ait drastiquement baissé. En effet, pendant ce même temps, l'énergie produite par le Soleil a augmenté de 50 %. Une Terre primitive avec le CO₂ actuel aurait été intégralement gelée, alors qu'un taux de CO₂ égal au taux primitif rendrait la Terre actuelle beaucoup trop chaude pour la majorité de la vie (hors hyperthermophiles).

La figure 13-B représente la même courbe que celle de gauche, mais avec une échelle linéaire pour bien montrer la décroissance exponentielle du CO₂ (sans que l'on ne puisse faire figurer la grande marge d'incertitude). Il apparait que les variations depuis 600 Ma sont négligeables par rapport à ce qu'à connu la Terre, même si ces variations modifient le climat de façon spectaculaire : des dinosaures herbivores vivaient en Antarctique (déjà situé dans les hautes latitudes) il y a 70 à 150 Ma alors que la teneur atmosphérique de CO₂ était d'environ 10 fois la teneur actuelle.

Source - © 2025 Michel Detay (A), d'après P. Thomas (2012) (B)

Figure 18. Évolution du CO₂ atmosphérique depuis que la Terre existe (de 4,5 Ga à aujourd'hui)

Pour avoir des compléments sur les variations des 600 derniers millions d'années, voir par exemple le modèle Geocarb III présenté par Berner et Kothavala (2001[1]) ou par Royer et al. (2004[33]).

Enfin, le rôle du dégazage potentiellement important de méthane pourrait jouer un rôle de catalyse de climat froid à l'échelle géologique (Schrag et al., 2002[35]), le méthane générant, sur la partie tropicale du supercontinent Rodinia, un climat chaud et des pluies abondantes, qui finissent par piéger une quantité importante de CO₂ et conduisant à un refroidissement. Si une littérature abondante existe aujourd'hui sur les mécanismes et les observations des dépôts glaciaires néoprotérozoïques qui ont permis de soulever une partie du doute, des incertitudes demeurent qui maintiendront dans les années à venir ce champ de recherche actif.

En effet, les volcans émettent également d'autres gaz participant au cycle du carbone dont le méthane et le monoxyde de carbone. Ces gaz restent cependant anecdotiques vis-à-vis du flux de gaz carbonique. Les estimations de flux de CH₄ d'origine volcanique et para-volcanique (fumerolles, solfatares, zones géothermiques,…) sont estimés autour de 2,5 à 6,3 Mt.a^–1.

L'impact du méthane sur l'effet de serre demeure un sujet hautement spéculatif d'autant qu'il est potentiellement très important ; son effet de serre étant environ 20 fois plus fort que le CO₂. Les permafrosts (notamment le permafrost sibérien) sont des réservoirs de clathrates (hydrates de méthane) susceptibles de relarguer d'énormes quantités de méthane ; certains fonds océaniques également. Les zones humides relargueraient dans l'atmosphère de l'ordre de 100 à 200 Mt de CH₄ par an. Il en a probablement été de même dans l'histoire de la Terre à diverses périodes. Il reste très incertain de quantifier son potentiel effet historique ou futur, ceci constitue encore une limite scientifique. Pour fixer les idées, l'éruption du Lakagigar (1783-84, Islande) aurait relargué environ 9 Mt de CH₄ (Gauci et al., 2008[12]).