L’atmosphère terrestre et la vie

La formation de l’atmosphère et son évolution

De la composition de l’atmosphère et formation de l’hydrosphère

La Terre s’est formée, il y a environ 4,5 milliards d’années (ou $4,5\,\text{Ga}$).
Son atmosphère, c’est-à-dire la couche d’air qui l’enveloppe, est apparue il y a à peu près 4,4 milliards d’années sous l’action conjuguée du dégazage des roches du manteau par l’activité volcanique, et des impacts des météorites. Ces deux phénomènes ont déterminé la composition de l’atmosphère primitive.

Définition

Atmosphère primitive :

Première atmosphère de la Terre formée il y a 4,4 milliards d’années.

Rappel

Le manteau correspond aux couches supérieures de la Terre.

Le dégazage des roches du manteau désigne donc l’expulsion des gaz accumulés dans ces roches souterraines vers l’extérieur, grâce à l’activité volcanique.

Ce dégazage a pu être mis en évidence par l’étude des chondrites (météorites).
En laboratoire, elles ont été chauffées à des températures similaires à celles sur Terre à cette époque, afin d’analyser les gaz en sortant. Par ce processus, les scientifiques ont reproduit ce qui a eu lieu il y a 4,4 milliards d’années.

Aujourd’hui, notre atmosphère se compose à 78 % de diazote, 21 % de dioxygène et 1 % d’autres gaz (argon, dioxyde de carbone, méthane, etc.).

À retenir

La composition de l’atmosphère primitive n’est pas la même qu’aujourd’hui : elle est très riche en eau (80 %), en dioxyde de carbone (environ 15 %) et contient du diazote en quantité moindre (< 5 %). Le dioxygène n’est pas présent initialement : il apparaît uniquement sous forme de traces.
De plus, l’eau et le dioxyde de carbone sont des gaz à effet de serre contribuant à une température très élevée à la surface de la Terre primitive.

Gaz	Atmosphère primitive	Atmosphère actuelle
Vapeur d’eau ($\text{H}_2\text{O}$)	80 %	0,1 %*
Dioxyde de carbone ($\text{CO}_2$)	15 %	< 0,5 %
Diazote ($\text{N}_2$)	< 5 %	78 %
Dioxygène ($\text{O}_2$)	absent (traces)	21 %

* _{C’est une moyenne : dans certaines régions tropicales, la proportion de $\text{H}_2\text{O}$ peut atteindre 5 %.}

Attention

L’eau présente dans l’atmosphère est majoritairement sous forme gazeuse (sauf quand il pleut). Comment l’expliquer ? Par un diagramme de phase.

L’eau existe sous trois états physiques différents : solide, liquide et gazeux (vapeur).
L’état physique de l’eau dépend de deux paramètres : la pression et la température.
Le diagramme de phase nous permet de lire ce lien :

• Avec une pression atmosphérique de $1\,\text{bar}$ (pression standard), nous savons et constatons sur le graphique que l’eau gèle à $0\,\degree\text{C}$ (solide) et qu’elle bout à $100\,\degree\text{C}$ (vapeur).
  Pourtant, si vous allez en montagne et que vous voulez faire cuire des pâtes, vous constaterez qu’elles cuisent plus vite ! Pourquoi ? Parce que la température d’ébullition est plus basse, car la pression en altitude est plus faible.
  Pourquoi ne trouvons-nous pas d’eau liquide à la surface de Mars ? Parce que, sur Mars, la pression atmosphérique est de $0,0059\,\text{bar}$. À cette pression, quelle que soit la température que vous choisissez, l’eau ne sera jamais à l’état liquide, mais uniquement sous forme solide ou sous forme de vapeur !

Lorsque la Terre a commencé à se refroidir, l’eau sous forme de vapeur s’est condensée. Selon les hypothèses scientifiques, cette eau provient pour moitié des météorites et pour moitié du dégazage du manteau.
On estime qu’il a fallu environ 150 millions d’années pour former les océans.

À retenir

C’est donc par le refroidissement de la surface terrestre que l’eau présente en très grande quantité dans l’atmosphère primitive a commencé à se liquéfier pour former l’hydrosphère.

Définition

Hydrosphère :

L’hydrosphère désigne l’ensemble des zones de la Terre qui sont occupées par l’eau, que ce soit sous sa forme liquide (océans, cours d’eau, lacs…), solide (glaciers, neiges éternelles…) ou encore gazeuse (vapeur d’eau). La majeure partie de l’hydrosphère est constituée par les eaux salées (mers et océans).

L’émergence de la vie et l’oxygénation de l’atmosphère

Les traces de vie les plus anciennes sont des stromatolithes. Les stromatolithes sont formés par les cyanobactéries. Elles sont apparues vers $-3,5\,\text{Ga}$, avec une très forte présence entre $-2\,\text{Ga}$ et $-1\,\text{Ga}$ partout dans les océans du globe.
Actuellement, quelques stromatolithes en formation sont visibles en Australie par exemple.

Définition

Cyanobactérie :

Bactéries photosynthétiques aquatiques.

Filaments de cyanobactéries, ©Doc. RNDr. Josef Reischig, CSc.

Définition

Stromatolithe :

Accumulation de lits calcaires et de petits débris rocheux dans lesquels s’entremêlent des filaments de cyanobactéries.
Ils sont le produit visible de la présence de cyanobactéries.

Stromatolithes fossiles à New York (fin du Cambrien), ©C Eeckhout

Stromatolithes actuels en Australie , ©James St. John

À retenir

Les cyanobactéries réalisent la photosynthèse. C’est-à-dire qu’elle absorbe le dioxyde de carbone ($\text{CO}$2CO2​) dissous dans l’océan et dégagent un nouvel élément essentiel : du dioxygène ($\text{O}$2).

La photosynthèse s’écrit ainsi :

• $6\,\text{CO}$2+6\,\text{H}2\text{O}+\text{lumière}\rightarrow\text{O}2+\text{C}6\text{H}{12}\text{O}6\,\footnotesize{\text{[glucose, c’est-à-dire de la matière organique carbonée]}}+6\,\text{O}_2

L’absorption du dioxyde de carbone s’accompagne de la précipitation de calcaire ($\text{CaCO}$3CaCO3​) à partir des ions hydrogénocarbonate ($\text{HCO}${3^{-}}) et calcium ($\text{Ca}^{2+}$) selon l’équation chimique : $\text{HCO}${3^{-}}+\text{Ca}^{2+}\leftrightarrow\text{CaCO}3+\text{CO}2+\text{H}2\text{O}. Cela explique l’organisation des stromatolithes en couches concentriques de calcaire et de cyanobactéries.
Le dégagement de dioxygène va enrichir localement l’océan, le rendant oxydant. Les ions ferriques $\text{Fe}^{2+}$ issus de l’altération des roches continentales, du volcanisme et de l’activité hydrothermale (sources et circulation d’eau chaude au fond des océans) vont réagir au contact du dioxygène (oxydation pour donner des ions ferriques $\text{Fe}^{3+}$) et finalement donner de l’oxyde de fer ($\text{Fe}$2\text{O}3). Ce processus est visible dans des roches sédimentaires riches en fer, appelées BIF (formations de fer rubané).Leur formation a eu lieu entre $-3,5\,\text{Ga}$ et $-2,2\,\text{Ga}$.

Définition

BIF (BandedIron Formation) :

Les BIF(ou gisement de fers rubanés) sont des roches alternant des couches riches en fer oxydé et des couches de silice.

BIF datant du précambrien, prélevée aux États-Unis

• Sur les continents, l’érosion de roches en milieu réducteur entraine les ions ferreux solubles ($\text{Fe}^{2+}$) vers les océans.
• En contact avec l’oxygène des océans, les ions $\text{Fe}^{2+}$ s’oxydent en ions $\text{Fe}^{3+}$. Par la suite, ils vont précipiter selon la formule $\text{Fe}^{2+}+\text{O}$2\rightarrow\text{Fe}2\text{O}_3 et on obtient ces BIF de couleur rouge caractéristique.
• À partir de -2,2 milliards d’années, après saturation de l’hydrosphère en dioxygène grâce à l’action des cyanobactéries, il y a une oxygénation progressive de l’atmosphère. Il y a alors formation de sols rouges en domaine continental. En effet, les ions $\text{Fe}^{2+}$ libérés peuvent être oxydés avant d’arriver dans les océans, car l’atmosphère est alors oxydante.

À retenir

À partir de $-2,2\,\text{Ga}$, l’excès de dioxygène produit par les cyanobactéries a oxygéné les océans puis l’atmosphère ($-2,4\,\text{Ga}$).
La concentration atmosphérique en dioxygène actuelle a été atteinte il y a 500 millions d’années environ.

• Comme on peut le voir sur cette image, l’évolution de la composition de l’atmosphère se fait donc en lien étroit avec le refroidissement terrestre qui permet la formation de l’hydrosphère, puis l’apparition de la vie et de l’activité photosynthétique des cyanobactéries.

Explosion de la biodiversité marine

Dans un laps de temps d’environ 20 à 50 millions d’années, on assiste à une augmentation très forte du nombre d’espèces marines à travers le monde. On parle d’explosion cambrienne, entre la fin du protérozoïque et le cambrien.

Définition

Explosion cambrienne :

L’explosion cambrienne désigne l’apparition relativement soudaine de nombreux organismes marins pluricellulaires il y a environ 540 millions d’années.
Cette explosion de la vie mène à une diversification des espèces, qu’il s’agisse de bactéries, de végétaux ou d’animaux.

Un des exemples emblématiques de cette période est la faune de Burgess, gisement de fossiles à l’ouest du Canada. On y trouve principalement des fossiles d’animaux appartenant à la famille des arthropodes, qui possèdent un squelette externe (carapace rigide), comme les trilobites, et à la famille des cnidaires (méduses). Mais de nombreuses espèces appartiennent à des familles aujourd’hui disparues.

• Une des explications à ce fort développement de la faune est l’oxygénation des océans.

La complexification des organismes s’est potentiellement accompagnée d’une diversification des physiologies photosynthétique et respiratoire.

• Il existe ainsi un lien étroit entre biosphère et atmosphère : la présence et les variations de dioxygène atmosphérique sont liées aux activités métaboliques des êtres vivants (photosynthèse puis la respiration).

Formation de la couche d’ozone et impact sur l’émergence de la vie

Formation de la couche d’ozone

Rappel

Dans l’atmosphère, la couche d’ozone se trouve dans la stratosphère. Elle désigne une zone très riche en ozone (O3) et qui permet l’absorption de rayons ultraviolets provenant du Soleil.

On estime à 600 millions d’années l’apparition de cette couche riche en ozone. En effet, sous l’effet du rayonnement ultraviolet solaire, le dioxygène atmosphérique peut se dissocier et donner de l’ozone selon les réactions chimiques successives : $\text{O}$2\rightarrow\text{O}+\text{O}O2​→O+O $\text{O}$2+\text{O}\rightarrow\text{O}_3

Cet ozone s’accumule alors à environ $30\,\text{km}$ d’altitude, au niveau de la stratosphère.

Effet bénéfique de l’ozone sur la vie

L’ozone a pour particularité d’absorber une partie du rayonnement ultraviolet solaire.

Rappel

La lumière du Soleil se compose de rayons ultraviolets (UV), de la lumière visible pour les humains et de rayons infrarouges (IR).

À retenir

Les UV sont répartis en trois catégories : Uva, UVb et UVc. Plus la longueur d’onde des UV est courte, plus la quantité d’énergie est importante, mais moins elle pénètre le milieu. Les UVc, qui ont une longueur d’onde plus courte, sont donc les UV les plus dangereux (mais les moins pénétrants).

• L’ozone absorbe donc les rayons UVc et une grande partie des UVb, tandis que les Uva et environ 5 % des UVb atteignent la surface de la Terre.

Avant l’apparition de la couche d’ozone, la Terre était donc complètement exposée aux rayons ultraviolets, notamment aux UVc, qui bombardaient sa surface. La toxicité de ces UVc est si importante que la vie en dehors des océans était impossible (l’eau permet de bloquer les UVc).

• L’ADN absorbe principalement les longueurs d’ondes des UVc et le début des UVb.
  Cette absorption d’UV a pour conséquence une dénaturation ou une mutation de la molécule d’ADN.

En effet, les UV entraînent une dénaturation thermique de la double hélice d’ADN par rupture des liaisons hydrogène. Lors de la réparation, une erreur dans le ré-appariement du double brin peut se produire, créant ainsi une mutation de la molécule d’ADN. Et toute mutation peut engendrer une modification de l’information contenue dans l’ADN.

À retenir

L’absorption des UV par l’ADN peut donc provoquer une dénaturation ou une mutation de la molécule d’ADN et générer des cancers par exemple : les UV constituent ainsi des agents mutagènes pour la molécule d’ADN.

La couche d’ozone, en bloquant une grande partie des UV, protège donc les êtres vivants et permet une colonisation des continents par les végétaux puis les animaux.

Une autre donnée a une influence sur la composition de l’atmosphère et sur le climat : le carbone.

Cycle du carbone : lien entre atmosphère, hydrosphère et biosphère

Le cycle du carbone est un cycle biogéochimique qui comprend la présence de carbone dans des réservoirs et les flux de carbone entre ces réservoirs.

Définition

Réservoirs de carbone :

Un réservoir de carbone est un lieu d’accumulation des atomes de carbone selon des caractéristiques communes (carbonates dans la lithosphère par exemple).
La quantité de carbone des réservoirs s’exprime en gigatonne de carbone (noté $\text{Gt}\,\text{C}$).

Définition

Flux de carbone :

Les flux de carbone désignent la quantification des échanges entre les réservoirs de carbone de la Terre, en lien avec des processus biogéochimiques.
Les flux en gigatonne de carbone par an (noté $\text{Gt}\,\text{C/an}$).

Réservoirs et flux dans les différents compartiments terrestres

Un réservoir peut constituer une source de carbone ou un puits de carbone :

• il est une source de carbone lorsqu’il émet du carbone ;
• il est un puits de carbone lorsqu’il absorbe du carbone.

Astuce

• On parle de flux sortant lorsque des molécules contenant du carbone quittent un réservoir et de flux entrant lorsque des molécules carbonées intègrent un réservoir.
• Les flux se déroulent à des échelles de temps variables suivant les processus biologiques ou géologiques qui les génèrent. On parlera de flux rapides pour quelques jours, semaines et jusqu’à des dizaines d’années, et de flux lents pour des milliers, voire des millions d’années.

• Avant la révolution industrielle, le cycle du carbone est équilibré. Lorsque l’être humain entre dans la période industrielle, il modifie alors les équilibres de ce cycle par usage de ressources carbonées très anciennes (charbon puis pétrole).

Il existe quatre grands réservoirs de carbonesur Terre.

• La lithosphère est le réservoir de carbone le plus important.
  Elle contient :
• du carbone sous forme minérale, comme par exemple le carbonate de calcium ($\text{CaCO}_3$) qui est une roche ;
• du carbone sous forme de matière organique fossile.

Ce dernier correspond à la petite part du carbone contenue dans la lithosphère mobilisable à des échelles de temps compatibles avec l’être humain (< 50-100 ans). Les autres processus mis en jeu se font sur des durées bien supérieures à 10 000 ans.

• Cette part mobilisable est liée aux réserves de combustibles fossiles(pétrole, gaz, charbon). L’utilisation de ces combustibles fossiles a un impact très important sur le réservoir de l’atmosphère (fort flux entrant) et des conséquences sur la machine climatique que représente la Terre. C’est donc actuellement un réservoir en déficit important du fait de l’action de l’être humain, le renouvellement de cette réserve étant très long (des millions d’années).
• L’hydrosphère est le deuxième réservoir le plus important.
  Seuls les océans de surface (entre $0$ et $1\,500\,\text{m}$ de profondeur) possèdent des flux de captation du carbone importants par dissolution du dioxyde de carbone atmosphérique et par les échanges gazeux d’origine biologique (respiration et photosynthèse).
  Cet apport ($\text{CO}_2$ dissous) a toutefois des conséquences sur la chimie des océans (acidification) et leur fonctionnement sédimentaire, biologique et climatique.
• On parle d’effet tampon de l’hydrosphère car elle limite la quantité de carbone qui s’accumule dans l’atmosphère.

De nombreux processus, comme la libération de méthane ($\text{CH}_4$) dans les fonds océaniques, ont été mis en évidence assez récemment et restent des sujets d’études très actuels pour affiner le modèle du cycle du carbone.

• L’atmosphère est un réservoir de petite taille comparativement aux deux autres déjà cités. Mais il est en lien très étroit avec les autres réservoirs. Les flux entrants naturels sont liés à l’activité volcanique, à la combustion de matière organique (feux de forêts) et à des mécanismes biologiques (respiration, fermentation).
• Mais ses flux entrants sont fortement augmentés par les activités anthropiques (activités humaines) : la combustion d’énergie fossile provoque un dégagement massif de dioxyde de carbone et l’élevage intensif par exemple génère aussi un apport de méthane ($\text{CH}_4$, gaz à fort effet de serre) contribuant au déséquilibre.

Les flux sont très rapides (de la semaine à quelques mois) et cela influence très fortement la machine climatique. La part de carbone en excédent depuis la révolution industrielle représente 45 % du carbone contenu aujourd’hui dans l’atmosphère. Cela continu à s’accroître au rythme de $4\,\text{Gt}$ de carbone qui viennent enrichir l’atmosphère chaque année.

• La biosphère est un réservoir en lien étroit avec l’atmosphère et l’hydrosphère, et dans une moindre mesure avec la lithosphère.
  Au niveau des flux entrants, la masse végétale en début de chaîne alimentaire fait passer du carbone minéral dans des molécules organiques grâce à la photosynthèse.
  Au niveau des flux sortants, la transformation de carbone organique en minéral se fait lors des processus de respiration et de fermentation.
• Les flux sortant de la biosphère sont accrus par les feux, bien plus nombreux et important cette dernière décennie. De plus, la déforestation modifie les équilibres et libère une grande quantité de carbone vers l’hydrosphère (lessivage des sols).

À retenir

Le cycle naturel du carbone est impacté par l’activité humaine puisque celle-ci ajoute des flux qui modifient l’équilibre des quantités de carbone contenues dans les différents réservoirs.

Ce schéma permet de visualiser les principaux flux entre les réservoirs :

• on note un flux de $7,8\,\text{Gt}$ de carbone ($\text{CO}_2$ principalement) qui passe de la lithosphère à l’atmosphère du fait de l’utilisation de combustibles fossiles et de la production de ciment par l’être humain. C’est un flux post-industriel (chiffre rouge), déséquilibrant les échanges entre les réservoirs ;
• on note aussi que l’atmosphère perd $123\,\text{Gt}$ de carbone en faveur de la biosphère par le processus de photosynthèse, dont $14,1\,\text{Gt}$ de carbone supplémentaire depuis l’ère post-industrielle. En effet, sans rétablir l’équilibre, l’augmentation en dioxyde de carbone de l’atmosphère permet un meilleur rendement de la photosynthèse.

L’exploitation des combustibles fossiles et ses conséquences sur le cycle du carbone

Les combustibles fossiles sont répartis en 3 catégories : le pétrole, le gaz, les charbons (l’anthracite, la houille, le lignite, la tourbe).
Ils sont tous liés à la décomposition de matières organiques (d’où le nom de combustibles fossiles) datant de quelques milliers d’années pour la tourbe à plusieurs millions d’années pour le pétrole, le gaz et le charbon.

• Ces échelles de temps sont donc non renouvelables pour l’être humain.

Leur teneur en carbone est proportionnelle au temps d’enfouissement : environ 50 % pour la tourbe, 75 % à 90 % pour la houille et pratiquement 100 % pour le pétrole.

• C’est le résultat d’un processus de carbonification (fossilisation) : la matière organique, notée $\text{CHON}$ (présence de carbone, hydrogène, oxygène et azote) est dégradée, déshydratée, transformée, et sa proportion en carbone (teneur en carbone) augmente (avec la disparition des atomes $\text{H}$ et $\text{O}$).

Les charbons proviennent de la biosphère terrestre ; le pétrole et le gaz ont une origine marine.
Ces ressources fossiles enfouies dans la lithosphère ne sont pas censées être mobilisées dans les flux actuels de manière naturelle.

Par l’exploitation humaine de ces ressources fossiles, un excédent de dioxyde de carbone est rejeté dans l’atmosphère, amplifiant l’effet de serre et donc la hausse des températures du globe.

À retenir

Ainsi, la dégradation de ces combustibles fossiles non renouvelables par combustion introduit un déséquilibre dans le cycle du carbone avec prélèvement de la lithosphère au profit de l’atmosphère.