CHAPITRE 1:

Des atmosphères… : variation de la composition de l’atmosphère terrestre au cours du temps.

I/ L’atmosphère primitive et actuelle :

L’atmosphère primitive se forme lors de la période d’accrétion de la Terre et du système solaire. Diverses considérations isotopiques et géochimiques suggèrent que les volatils “majeurs” (C, H, N) ressemblent à de la matière chondritique et proviendrait au moins en partie de la capture de météorites lors de la période de fin de l’accrétion (et non pas seulement de la condensation initiale de la planète).

Si on veut faire des comparaisons à long terme, il devient difficile de parler de concentration (qui n’est qu’une proportion de la pression totale), il faut parler plutôt en termes de pression partielle de tel ou tel gaz.

A/L’atmosphère terrestre du passé à l’actuel :

L’atmosphère primitive :

La vidéo visionnée en classe (15 premières minutes environ)

La première atmosphère de notre planète est la conséquence du bombardement des météorites il y a 4,5 Ga. Les impacts ont dégagé une telle énergie cinétique que la surface de la Terre est entrée en fusion. Le magma de sa surface a dégagé des gaz (c'est le dégazage) dont la composition devait être comparable à celle des gaz volcaniques actuels et des gaz des météorites. La planète s'est enveloppée de sa première atmosphère dont la composition était très différente de l'actuelle.

L’atmosphère moderne : l’évolution de l’atmosphère et celle de la vie sont liés :

Vers 2.2 Ga, l’atmosphère passe à 0.15 B de O2, sans doute par photosynthèse qui est le seul mécanisme capable de produire des masses d’O2. Les organismes responsables de cette photosynthèse à cette époque seraient les cyanobactéries. (Les plus anciens stromatolithes sont datés autour de -3.5Ga)

 Le CO2 se réduit à cette période jusqu’à des valeurs ne dépassant plus 5–10 mB. A partir de ce moment, on a une atmosphère très similaire à ce qu’on a maintenant : 0.15 B de O2et 0.1–10 mB de CO2.

II/ des indices de la composition en gaz atmosphériques :

a. L’azote

Il semble que ce soit un gaz passif, qui a toujours été présent et ne s’est que très modérément combiné avec autre chose. En première approximation, on peut supposer qu’il est resté proche de 0.8 B tout le temps (en tout cas, rien ne laisse supposer le contraire). Notez que cela représente 80 % d’une atmosphère à 1 bar (comme maintenant) mais seulement 0.8 % d’une atmosphère semblable à celle de Vénus (90 B) !

b. Le dioxygène

Plusieurs lignes de raisonnement permettent de préciser la faible teneur en dioxygène de l’atmosphère ancienne, ou plutôt les conditions réductrices de l’atmosphère de la Terre.

Minéraux réduits dans les sols

Dans les sols actuels, les minéraux sont en général oxydés. Mais dans certains paléosols anciens, on peut observer des minéraux réduits, comme de l’uraninite (UO2) ou (rarement) de la sidérite (carbonate de fer). L’un comme l’autre ne sont stables que dans des conditions très réductrices, donc dans une atmosphère pauvre en O₂.

Les minéraux oxydés

A l’inverse, l’apparition de minéraux oxydés dans les paléosols (hématite Fe2O3) est un indicateur du passage en conditions oxydantes. L’apparition d’hématite se manifeste de façon spectaculaire sur le terrain, par l’apparition de couches rouges (“red beds”), dans des grès en particulier. On peut quantifier un peu mieux les Pressions d’O2 et obtenir de la sorte des estimations de l’évolution progressive du degré d’oxydation de l’atmosphère.

1 Changement majeur vers 2.0–2.2 Ga

A partir de -2 Ga, les conditions enregistrées dans les sédiments marins et les paléosols sont le plus souvent oxydantes (absence de minéraux réduits, apparition de minéraux oxydés). Ceci implique une atmosphère dominée par le dioxygène. Avant en revanche, les conditions enregistrées sont plus souvent réductrices (minéraux comme uraninite ou fer à l’état réduit = fe2 (vert)), ce qui suppose une atmosphère avec pas ou peu d’O₂ libre. On passerait de 1% à 15% d’O₂(ou plutôt de 0.01 à 0.15 B). Mais le timing de cette transition est contesté.

L’information apportée par les fers rubanés est double : ils indiquent qu’avant 2.2Ga il n’y avait pas d’O2 atmosphérique (sinon le Fer ne pourrait pas être transporté par l’eau douce), il ya en revanche de l’O2 dans les océans (sinon il n’y aurait pas précipitation = BIF). L’absence de fers rubanés après 2.2Ga dans les océans révèle que l’atmosphère est devenue oxydante (le fer n’est plus transporté dans les océans car il précipite en milieu continental : les paléosols deviennent rouges : red beds car riches en hydroxydes ferriques ou fer3)

 c. Le CO2

La valeur actuelle, 400 ppm, correspond à 0.4 mB de pression partielle. La limite absolue sur la teneur en C est énorme : si on considère tous les carbonates sur Terre, il y a de quoi faire 60 B de CO2. Sur Vénus, il y a 90 B de CO2, ce qui suggère que cette valeur correspond à celle d’une planète tellurique "normale" (où rien d’autre n’a eu lieu pour piéger ce CO2).

III/ Pourquoi cette évolution : comment expliquer le retard de « croissance » d’O2 :

Les stromatolithes les plus vieux sont datés de -3.5 Ga alors que l’atmosphère seraient devenue oxydante il y a seulement 2.2 Ga, pourquoi cette différence de temps entre production d’O₂ et sa présence dans l’atmosphère en quantité importante ?

Plusieurs raisons peuvent expliquer le décalage entre l’apparition des cyanobactéries et la croissance d’O2 :

 A) L’oxydation progressive de réservoirs réduits

Au fur et à mesure que de l’O2 est libéré, il est d’abord utilisé pour oxyder les minéraux/éléments réduits présents sur Terre, en particulier le fer (sous forme Fe2+, libéré par exemple par hydrothermalisme autour des volcans sous-marins).

Aussi longtemps que tout le fer des océans n’est pas oxydé, tout l’oxygène formé sert à créer du Fe3+ et il n’est pas stocké dans l’atmosphère. (BIFs)

B) D’autres explications sont avancées :

- L’intoxication des cyanobactéries

- L’impossibilité de la croissance en masse des cyanobactéries

- Le non-piégeage de matière organique

La mise en place d’une tectonique des plaques vers  2.2 Ga aurait permis de palier aux deux derniers problèmes cités ci-dessus.

A ce moment, on peut donc avoir un “boom” de croissance des cyanobactéries, avec libération majeure d’O₂, suffisante cette fois pour saturer le Fe2+ (pic de BIF).

 IV. Interaction entre atmosphère et biosphère :

Une fois les éléments océaniques oxydés, l’O₂ passera donc dans l’atmosphère et permettra également la création d’ozone O₃.

On peut noter que la luminosité du soleil a augmenté au cours du temps, si bien que à -2.0 Ga, le soleil était assez chaud pour que même une atmosphère pauvre en CO₂ génère un effet de serre suffisant pour garder une température de surface permettant l’eau liquide, et donc le développement d’une biosphère. Donc, une “heureuse coïncidence” : si ce changement avait eu lieu un peu plus tôt, la nouvelle atmosphère oxydante n’aurait pas pu soutenir une biosphère, l’eau aurait gelé, les cyanobactéries seraient mortes, et l’histoire se serait arrêtée là. An contraire, une biosphère s’est développée et diversifiée grâce à l’O₂ permettant la respiration cellulaire et à l’ozone octroyant une protection contre les UV.