L'atmosphère terrestre et la vie

La Terre s’est formée il y a environ 4, 6 milliards d’années, en même temps que le reste du système solaire.
Il y a 4, 4 milliards d’années, la Terre est dite différenciée : cela signifie qu’elle possède un noyau, un manteau en fusion et une croûte de nature basaltique.
Progressivement, de – 4, 4 à – 4, 3 milliards d’années, la Terre s’est entourée d’une atmosphère qualifiée de primitive. À l’origine de la formation de cette atmosphère : un dégazage massif du manteau ainsi qu’un bombardement météoritique continu.
Pour déterminer la composition de l’atmosphère primitive, l’étude des gaz volcaniques actuels et des météorites est donc riche en informations.

Les gaz volcaniques résultent du dégazage du manteau. Ils sont émis lors de la remontée du magma vers la surface ou peuvent être piégés dans des inclusions au sein de roches volcaniques.
La composition des gaz volcaniques varie d’un type d’éruption à un autre mais, d’une façon générale, les trois composants principaux sont la vapeur d’eau (H₂O), le dioxyde de carbone (CO₂) et le diazote (N₂).

Les météorites, appelées aussi chondrites, se sont formées en même temps que la Terre et le reste du système solaire, et ont une composition chimique semblable à la composition globale de la Terre. En laboratoire, on peut analyser les gaz dégagés par ces météorites.

Ces études permettent de nous donner une idée de la composition chimique de l’atmosphère primitive de la Terre.

Les scientifiques ont donc proposé que l’atmosphère primitive était composée de :

• H₂O : environ 80 %
• CO₂ : environ 15 %
• N₂ : environ 5 %

Il y a environ 4, 6 milliards d’années, l’atmosphère primitive était donc composée de H₂O, CO₂ ,et N₂.
C’était une atmosphère réductrice (sans dioxygène).

La composition de l’atmosphère actuelle est différente : environ 78 % de N₂ et 21 % de O₂ (dioxygène), avec des traces d’autres gaz (dont la vapeur d’eau H₂O, le dioxyde de carbone CO₂, le méthane CH₄ et le protoxyde d’azote N₂O).
C’est une atmosphère oxydante.

Il y a 4, 4 milliards d’années, la température à la surface de la Terre atteignait plus de 2000 °C pour une pression très forte.
L’eau était donc sous forme de vapeur.
Le refroidissement de la surface de la Terre a conduit à la liquéfaction de cette vapeur d’eau présente dans l’atmosphère initiale.
L’eau liquide est alors apparue sur la Terre.

L’atmosphère actuelle est également beaucoup plus pauvre en CO₂ que l’atmosphère primitive.
Le CO₂ de l’atmosphère primitive a été piégé dans d’autres réservoirs (hydrosphère et lithosphère).
Le piégeage du CO₂ a pu commencer avec la formation de l’hydrosphère. En effet, le CO₂ est soluble dans l’eau liquide en fonction de la température de l’eau.

Le dioxyde de carbone, dans l’eau, existe sous trois formes : CO₂ dissous, ions hydrogénocarbonates HCO^3– et ions carbonates CO₃^2– en équilibre chimique.  En présence d’ions calcium (Ca²⁺) dans l’eau, du carbonate de calcium se forme alors selon les réactions chimiques suivantes :
Ca²⁺+ CO₃^2–→ CaCO₃
Ca²⁺+ 2 HCO^3– → CaCO₃+ H₂CO₃.

Peu soluble, le carbonate de calcium précipite et constitue une forme de stockage du CO₂ : les roches carbonatées. Ce sont des roches sédimentaires qui contiennent majoritairement du carbonate de calcium (CaCO₃).

Grâce à la diminution du taux de CO₂ dans l’atmosphère, l’effet de serre, très important au début de l’histoire de la Terre, a été atténué et la température s’est abaissée.

Plus la température s’est abaissée et plus le CO₂ atmosphérique a pu se dissoudre dans l’hydrosphère.
Ainsi la concentration du CO₂ atmosphérique a fortement diminué :

• Il y a 4, 5 milliards d’années, la quantité de CO₂ atmosphérique était égale à 100 000 fois la quantité actuelle.
• Il y a 600 millions d’années, elle était égale à 5 à 15 fois la quantité actuelle.

Le passage d’une atmosphère réductrice (sans dioxygène) à une atmosphère oxydante (avec du dioxygène) est enregistré dans certaines roches.

Les fers rubanés (BIF en anglais : Banded Iron Formation) ou oxydes de fer rubanés en sont un exemple.

Ce sont des roches sédimentaires que l'on trouve en Australie, au Canada ou encore en Afrique. Elles sont datées de – 3, 8 milliards d’années à – 2, 2 milliards d’années.

Photo d’un échantillon de fers rubanés provenant d’Australie

Ces roches sont formées d'une alternance de couches d'oxyde de fer (rouges) et de couches siliceuses (sombres). Elles se sont formées en milieu marin par précipitation de substances dissoutes. Pour les former, un apport important de fer et de silice (provenant des continents et transportés par les eaux douces) a été nécessaire.

L'océan primitif était un milieu plutôt réducteur, où le fer était en solution sous forme d'ions ferreux Fe²⁺. Ce dernier provenait de l’altération des roches continentales par les pluies, dans une atmosphère forcément réductrice, sans laquelle il aurait précipité sur place. Transporté par les eaux douces, ce fer ferreux s’accumulait dans l’océan primitif.

L’apparition des gisements de fers rubanés prouve qu’il y a eu à partir de – 3, 8 Ma une oxydation de ce fer ferreux en fer ferrique, en présence de dioxygène dans l’eau.

Les eaux de pluie, en altérant les roches continentales, embarquent du fer ferreux (Fe 2+) qui est soluble dans l’eau. Au contact d’une atmosphère réductrice (dépourvue d’oxygène), le fer reste sous cette forme soluble et est emporté (par les eaux de ruissellement) jusqu’à l’océan primitif où il s’accumule. Au contact du dioxygène dissout dans l'eau, le fer s’oxyde en fer ferrique (Fe 3+) qui précipite formant des gisements de fer rubané.

L’absence de fers rubanés après  – 2, 2 milliards d’années révèle un changement : le fer n’est plus transporté vers les océans parce qu’il précipite directement en milieu continental.

La preuve en est la présence en domaine continental, après – 2, 2 milliards d’années, de paléosols rouges, riches en oxydes de fer.

Photographie d’un paléosol dans l’Oregon, USA

Ces sols ont une couleur rouge (comme les sols tropicaux actuels) : on les appelle aussi “red beds”.
Cette couleur rouge prouve que ce sont des formations riches en fer oxydé.
Le fer a donc précipité sur place sans être transporté, ce qui traduit la présence d’oxygène dans l’atmosphère.
Ces paléosols témoignent donc de la présence, à partir de – 2, 2 milliards d’années, d’une atmosphère oxydante.

Les eaux de pluie, en altérant les roches continentales, embarquent du fer ferreux (Fe 2+) qui est soluble dans l’eau. Au contact d’une atmosphère oxydante (contenant du dioxygène), ce fer s’oxyde en fer ferrique (Fe 3+) qui précipite sur place, formant des paléosols rouges. Les eaux de ruissellement sont dépourvus de fer et n’alimentent plus l’océan primitif. La formation des gisements de fer rubané s’arrête.

Quelle est alors l’origine de ce dioxygène présent d’abord en domaine océanique puis en domaine continental ?

La vie s’est développée dans l’hydrosphère. Elle est à l’origine d’une modification de la composition de l’atmosphère terrestre.
Les premières traces de vie sont datées d’il y a au moins 3, 5 milliards d’années.
Ces êtres vivants ont été retrouvés au sein de roches appelées stromatolithes.

Photo de stromatolithes actuels à Shark Bay (Ouest de l’Australie)

Photo d’une coupe de stromatolithe

Les stromatolithes actuelles s’édifient progressivement par accumulation de couches formées de calcaire (couches claires) et de débris rocheux (couches sombres) entre lesquelles on retrouve des filaments de colonies bactériennes appelées cyanobactéries.

Photo de cyanobactéries actuelles organisées en filaments

Ces bactéries sont des cellules procaryotes (absence de noyau) qui réalisent la photosynthèse.
Elles absorbent le CO₂ dissous dans l’eau et rejettent du dioxygène. Les stromatolithes datant de 3, 5 milliards d’années contiennent des êtres vivants fossilisés très semblables aux cyanobactéries actuelles.
Il y a 3, 5 milliards d’années, l’activité photosynthétique de cyanobactéries est donc à l’origine de l’apparition de dioxygène dans les océans.
La production de dioxygène a entraîné l’oxydation, dans l’océan, des espèces chimiques réduites.
À partir de – 2, 4 milliards d’années, le dioxygène s’est ensuite accumulé dans l’atmosphère.
La concentration atmosphérique actuelle (20, 9 %) a été atteinte il y a 500 millions d’années environ.

Les sources et puits de dioxygène atmosphérique sont aujourd’hui essentiellement liés aux êtres vivants (photosynthèse et respiration) et aux combustions.   

La photosynthèse, grâce aux végétaux chlorophylliens, permet la production de dioxygène.
La respiration des êtres vivants et la combustion consomment du dioxygène.

L’atmosphère terrestre, d’épaisseur égale à 800 km environ, est surtout concentrée dans les premiers kilomètres.
La troposphère, dont la limite supérieure est située entre 8 et 15 km d’altitude, contient 80 à 90 % de la masse totale de l’air.
La stratosphère, dont la limite supérieure est située à 50 km d’altitude, est moins dense mais contient un gaz important : l’ozone.

Sous l’effet du rayonnement solaire ultraviolet, le dioxygène présent dans la stratosphère peut se dissocier, initiant une transformation chimique qui aboutit à la formation d’un gaz : l’ozone (O₃).

L’ozone constitue une couche permanente de concentration maximale à une altitude d’environ 30 km : on parle de la couche d’ozone.

Dans le spectre des ondes électromagnétiques émises par le Soleil, les longueurs d'onde des ultraviolets sont comprises entre 200 et 400 nm.

Spectre électromagnétique

Le principal gaz atmosphérique absorbant dans l'ultraviolet est l'ozone. 

L'ozone possède une bande d'absorption dans le domaine des longueurs d'onde comprises entre 200 et 310 nm, avec un maximum d'efficacité à 255 nm.
En conséquence, le rayonnement inférieur à 310 nm n'atteint pas la surface de la Terre : les UVC sont totalement absorbés, les UVB le sont en très grande proportion et les UVA le sont partiellement.

Absorption sélective des UV par la couche d'ozone

En absorbant les UV, la couche d’ozone protège l’ADN des êtres vivants.

L’ADN peut absorber les longueurs d’ondes comprises entre 220 et 300 nm environ, ce qui correspond aux longueurs d’onde des UVB et UVC. Cette absorption peut endommager l’ADN.
Les UV sont des agents mutagènes : ils peuvent être responsables de modifications du génome qu’on appelle mutations.
La couche d’ozone, qui filtre une grande partie des UVB et tous les UVC, protège donc les êtres vivants des effets mutagènes des UV.
La mise en place de la couche d’ozone dans l’atmosphère a permis l’épanouissement de la vie hors de l’eau il y a 360 millions d’années environ.

Depuis l’époque de sa formation, quasi concomitante avec celle du Soleil et des autres planètes du système solaire, la Terre a connu une évolution spécifique de sa surface et de la composition de son atmosphère.
Il y a environ 4, 6 milliards d’années, l’atmosphère primitive était composée de N₂, CO₂ et H₂O (vapeur d’eau).
Le refroidissement de la surface conduit à la liquéfaction de la vapeur d’eau présente dans l’atmosphère initiale et à la formation d’un océan primitif.
Le CO₂ atmosphérique a commencé à se dissoudre dans l’océan primitif.
Dans l’eau, les premières formes de vie sont apparues. Elles ont rejeté le dioxygène.
À partir de – 2, 4 milliards d’années, le dioxygène s’est accumulé dans l’atmosphère.
Une couche d’ozone s’est formée qui, faisant office de bouclier anti UV, a permis aux êtres vivants de quitter le milieu marin pour se développer sur les continents.
La composition actuelle de l’atmosphère est d’environ 78 % de N₂ et 21 % de O₂, avec des traces d’autres gaz (dont H₂O, CO₂, CH₄, N₂O).

Évolution de la composition de l’atmosphère depuis la formation de la Terre

Aux facteurs physiques et géologiques (activité solaire, distance au Soleil, tectonique) s’est ajoutée l’émergence des êtres vivants et leur fonctionnement (métabolisme).
Un fragile équilibre est atteint, qui permet la vie et la maintient.

Le carbone est stocké dans plusieurs réservoirs superficiels : l’atmosphère, l’hydrosphère (les océans), la lithosphère (les roches et sols) et la biosphère (les êtres vivants).

 Gigatonnes = milliards de tonnes

Les échanges de carbone entre ces réservoirs sont quantifiés par des flux exprimés en gigatonne(s) par an (Gt/an).
L’ensemble de ces échanges constitue le cycle biogéochimique du carbone sur Terre.

Le dioxyde de carbone est soluble dans l'eau. La solubilité du CO₂ (quantité maximale de CO₂ qui peut être dissoute par litre d’eau) est fonction de la température de l’eau. Le CO₂ est d’autant plus soluble que la température est basse.
Le flux de carbone entre l’atmosphère et l’hydrosphère se nomme la dissolution.
Il est égal à 90 Gt/an.

Une fois dissous, le CO₂ va en partie se dissocier et former des ions carbonates (CO₃^2–) et bicarbonates (HCO₃^–).

Le CO₂ atmosphérique ou dissous dans l'eau peut être utilisé par les êtres vivants qui réalisent la photosynthèse.
La respiration et les fermentations pratiquées par les êtres vivants sont responsables d’un rejet de CO₂ dans l'atmosphère ou dans l'hydrosphère.
Les êtres vivants participent donc activement aux échanges de carbone entre les réservoirs.
Le flux de carbone entre l’atmosphère et la biosphère généré par la photosynthèse est de 62 Gt/an.
Le flux de carbone entre l’atmosphère et la biosphère généré par la respiration est de 60 Gt/an.

Dans les océans, la précipitation des ions carbonates conduit à la formation par sédimentation des roches carbonatées : ce flux est égal à 0, 3 Gt/an.
La fossilisation de la matière organique marine permet la formation de roches carbonées (charbon, pétrole) : ce flux est égal à 0, 1 Gt/an.

La dissolution des roches carbonatées ou le volcanisme sont à l’origine d’un retour du carbone dans l'atmosphère sous la forme de CO₂.
Ce flux est égal à 0, 2 Gt/an.

Les quantités de carbone dans les différents réservoirs sont constantes lorsque les flux sont équilibrés.
Néanmoins, les activités anthropiques (humaines) perturbent ce cycle biogéochimique.
Par exemple, la déforestation et la combustion des roches carbonées (charbon, pétrole, gaz) pour les activités humaines sont à l’origine d’un flux de carbone supplémentaire entre la lithosphère et l’atmosphère ou entre la biosphère et l’atmosphère.

Les combustibles fossiles correspondent à des combustibles riches en carbone : le pétrole, le charbon et le gaz. Les combustibles fossiles se sont formés à partir du carbone des êtres vivants, par dégradation de la matière organique en absence de dioxygène, il y a plusieurs dizaines à plusieurs centaines de millions d’années.
Ils ne se renouvellent pas suffisamment vite pour que les stocks se reconstituent à l’échelle humaine : ces ressources en énergie sont dites non renouvelables.
Aujourd’hui, pratiquement 80 % de l’énergie totale consommée dans le monde est d'origine non renouvelable.

La consommation importante de ce type d’énergie inquiète les scientifiques à cause de son impact sur le climat car la combustion du pétrole, du charbon et du gaz rejette dans l’atmosphère du dioxyde de carbone, qui est un gaz responsable de l’augmentation de l’effet de serre.