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CHAPITRE 5

L’enveloppe gazeuse de la Terre

le couple atmosphère – hydrosphère

Histoire de l’atmosphère

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F - Histoire de l'atmosphère

1 - L'atmosphère primaire de la Terre : héritage des gaz piégés lors de l’accrétion

Très tôt, au moment même de l’accrétion, la Terre s’est entourée d'une enveloppe gazeuse. Durant cette épisode, une partie de la fraction gazeuse (non condensée) de la nébuleuse mère a été capturée comme, et avec, les solides. Compte tenu de son origine, la composition de cette atmosphère primaire de notre Terre et des autres planètes telluriques devait alors être très proche de celle du soleil (Tableau 4) ; et c'est encore cette composition que nous observons de nos jours autour des planètes géantes gazeuses externes, mais ce n’est plus celle d’aucune planète rocheuse, situées en deçà du domaine des glaces dans la séquence de condensation (Chp. 2). Avec l’augmentation de pression et de température, les corps planétaires deviennent liquides, et une partie des gaz piégés avec les solides s’y dissolvent alors que le reste participe à la création de l’atmosphère de ces corps. Plus un corps devient massif, plus il devient capable de retenir cette première atmosphère.

Tableau 4: composition du soleil

La figure 53 montre que les rapports des concentrations des gaz atmosphériques terrestres aux concentrations solaires sont extrêmement variés, ce qui suggère que si l'atmosphère terrestre est issue d'une telle atmosphère primaire, des processus sont intervenus depuis pour en modifier les rapports: deux types de processus sont envisageables:

1 - En premier lieu, le piégeage sélectif dans la géosphère des gaz; un tel phénomène pourrait en effet avoir modifié fortement les rapports de ces gaz par rapport à la nébuleuse solaire. Cependant les gaz neutres (Néon, Argon, Krypton et Xénon), qui sont extrêmement peu réactifs, auraient dû être piégés de conserve et donc conserver les rapports initiaux… il n'en est rien (Fig. 53).

2 - En second lieu, la perte vers le cosmos d'une part importante des gaz initiaux pourrait aussi produire à une grande diversité des concentrations. Une fois encore les gaz neutres nous apportent un élément de réponse. Puisque non réactifs, s'ils avaient subi des pertes vers le cosmos, celles-ci auraient dû se faire simplement en raison inverse de leurs poids moléculaires. La figure 53 montre encore qu'il n'en est rien.

On peut donc en conclure que l’atmosphère terrestre ne porte plus la signature de la nébuleuse solaire, confortant l’hypothèse d’un Soleil jeune sans doute passé comme n’importe quelle étoile de la séquence principale par la période de forte activité dite T. Tauri, plus lumineux qu’aujourd’hui de 10%, et dont le vent solaire plus violent aura expulsé à cette époque les atmosphères des planètes telluriques vers des régions plus lointaines.

2 - L'atmosphère secondaire de la Terre : fille des volcans

Les planètes internes se sont donc constituées une seconde atmosphère. Vénus et la Terre, suffisamment massives, ont conservé jusqu’à nos jours cette seconde enveloppe gazeuse. Mercure et Mars n’y sont pas parvenues, en raison de leur faible masse, et, pour Mercure, en raison aussi de la proximité du Soleil. Mars conserve toutefois une atmosphère très ténue (10^-3 atm.), dont la composition est très comparable à celle de Vénus. Cette ressemblance témoigne de la similitude des processus qui ont présidé à la naissance des atmosphères des planètes internes. Parmi les composés volatils qui sont arrivés à la surface figuraient le CO₂ (le premier en masse, 95%), N₂ (2-3%), les oxydes de soufre, H₂S, HCl et les gaz rares, Hélium, Argon, Xénon, Krypton et Néon. Dans une telle atmosphère, la proportion d’oxygène était < 1%.

Cette atmosphère secondaire est “ fille des volcans ”. Elle résulte du dégazage de leur manteau, dont la constitution date du fractionnement des corps rocheux en un noyau dense et métallique et un manteau silicaté.

L'origine des gaz contenus initialement dans le manteau est encore très controversée. L'hypothèse première est que ces gaz ont été acquis lors de la phase d'accrétion à froid. Mais la géochimie et l'observation récente de systèmes stellaires à disques de poussières et de gaz suggèrent que l'essentiel des éléments volatils des planètes pourrait provenir du bombardement cométaire sur les planètes jeunes déjà formées. Nous allons voir que l'histoire du dégazage de la Terre apparaît compatible avec une origine mantellique de notre atmosphère. Cela suggère que si l'origine de nos volatils est cométaire, leur acquisition fut suffisamment précoce pour qu'il se soit établi un équilibre avec le manteau terrestre. Le dégazage que nous observons de nos jours n'en serait alors que la suite normale.

Son étude nous est accessible à travers l’étude de la composition isotopique des gaz rares. Ceux-ci ont un double intérêt. Par nature ils sont peu susceptibles de réagir avec leur environnement, et certains de leurs isotopes sont produits par la radioactivité naturelle. le rapport entre un isotope radiogénique et un des isotopes stables du même élément va donc évoluer dans le temps avec la désintégration de son parent, jusqu'à épuisement de ce dernier. En se concentrant tôt ou tard dans l'atmosphère, ces isotopes peuvent alors être utilisés pour en décrypter l’histoire. En effet

Nous allons ainsi nous intéresser à 3 réactions[1] :

1) ¹²⁹I Þ ¹²⁹Xe +e^-, réaction β^-

demi-vie λ = 17 Ma.

2) ⁴⁰K +e^- Þ ⁴⁰Ar + γ, capture électronique

demi-vie λ = 1.2 Ga.

3) ³H (Tritium) Þ ³He + e^-, réaction β^-

demi-vie λ= 12 ans et 4 mois.

les rapports ¹²⁹Xe/¹³⁰Xe ou ⁴⁰Ar/³⁶Ar, vont évoluer dans le temps avec la désintégration de le¹²⁹I et de ⁴⁰K, jusqu'à épuisement du parent.

a - le dégazage du manteau terrestre a-t-il été précoce ou tardif?

Comment a pu se produire le dégazage du manteau terrestre ? A-t-il été précoce ou tardif? Supposons pour simplifier qu’il ait été instantané et unique. Au moment où il se produit, il opère une différentiation entre les éléments :

1) Il regroupe alors tous les volatils, tous disponibles à cet instant dans le manteau (dont le Xénon ou l'Argon), et constitue l’atmosphère; le manteau ne contient plus de gaz à cet instant;

2) l’Iode (moins volatil), et le potassium, restent préférentiellement dans le manteau.

Deux cas peuvent alors se présenter:

1) tout ¹²⁹I ou tout ⁴⁰K sont déjà consommés à cet instant, et il ne peut plus y avoir de production ultérieure de ¹²⁹Xe ou de ⁴⁰Ar dans le manteau;

2) il reste de l'¹²⁹I ou du ⁴⁰K à cet instant, et il y aura de nouveau production de ¹²⁹Xe ou de ⁴⁰Ar dans le manteau.

La figure 54 retrace l’évolution des compositions en ¹²⁹I, ¹²⁹Xe et ¹³⁰Xe dans le manteau.

Bien évidemment, la teneur en ¹²⁹I est décroissante dans le manteau, que celui-ci subisse ou pas de dégazage.

1) Avant et après cet événement, les teneurs en ¹³⁰Xe sont constantes puisque cet isotope est stable; par contre la teneur en cet élément volatil chute dans le manteau pendant le dégazage, considéré comme quasi-instantané.

Considérons maintenant l’évolution de la teneur en ¹²⁹Xe et du rapport ¹²⁹Xe/¹³⁰Xe dans les deux réservoirs, manteau et atmosphère. Dans le manteau avant le dégazage, la concentration en ¹²⁹Xe augmente tant qu'il reste de l'¹²⁹I à désintégrer, et le rapport ¹²⁹Xe/¹³⁰Xe aussi. Dans l'atmosphère, qui prend naissance au moment où le manteau dégaze, la concentration en ¹²⁹Xe et la valeur du rapport ¹²⁹Xe/¹³⁰Xe sont fixées par les quantités disponibles dans le manteau à cet instant. Si le dégazage est précoce, la quantité d'¹²⁹I désintégré est faible, et celle de ¹²⁹Xe disponible dans le manteau l'est aussi. La teneur dans l'atmosphère créée à cet instant l'est tout autant. Au contraire, elle sera maximale si l'on a attendu suffisamment (>10λ) pour que presque tout ¹²⁹I soit désintégré. La différence entre les rapports ¹²⁹Xe/¹³⁰Xe du manteau et de l'atmosphère qui se créée (en équilibre) est négligeable (¹²⁹Xe/¹³⁰Xe mantellique = ¹²⁹Xe/¹³⁰Xe atmosphérique) au regard des variations de ce rapport provoquées par la radioactivité de ¹²⁹I du manteau. Revenons au manteau dans la figure 54 et supposons que le dégazage ait eu lieu au temps T_c, avant épuisement de ¹²⁹I du manteau. La désintégration ultérieure de cet iode restant va provoquer une nouvelle augmentation progressive de la concentration en ¹³⁰Xe et du rapport ¹²⁹Xe/¹³⁰Xe mantellique. C'est précisément ce que les observations faites de nos jours nous enseignent. Les mesures du rapport isotopique¹²⁹Xe/¹³⁰Xe, effectuées sur l’atmosphère et sur des basaltes de rides océaniques (donc issus du manteau), sont respectivement de l’ordre de 7.7 et 6.5. Si les basaltes des fonds océaniques ont comparativement plus de ¹²⁹Xe que l’atmosphère, c’est donc nécessairement que lorsque le dégazage a eu lieu, il restait une quantité significative de ¹²⁹I dans le manteau. Or sa période de demi-vie λ n'est que de 17 Ma!

Une première réflexion s’impose. Le dégazage terrestre, qui correspond à la naissance de la seconde atmosphère, a eu lieu très tôt, moins de 170 Ma. après la phase d’accrétion différenciation, située à 4.55 Ga.

Une deuxième réflexion s’impose: on sait que le Soleil, depuis sa naissance jusqu’au stade géante rouge (qu’il atteindra vers 10 à 12 Ga.), ne sera pas capable de synthétiser autre chose que de l’Hélium. Par conséquent, les éléments de notre système plus lourds que H et He, y compris ¹²⁹I, proviennent d’au moins un autre épisode de nucléosynthèse (de type nova) antérieur ou au mieux contemporain de l’effondrement gravitaire de la nébuleuse solaire. La présence d'iode ¹²⁹I en quantité notable dans le système solaire impose donc aussi qu'il s'est déroulé très peu de temps, certainement moins de 200 Ma. entre l’explosion de la Nova qui fabrique ¹²⁹I et non seulement l'effondrement gravitaire de notre nébuleuse, mais aussi l'histoire précoce de la Terre jusqu'au dégazage de son manteau... Décidément, toute notre histoire s’est jouée “ dans un mouchoir de poche! ”.

Si nous nous plaçons dans l'hypothèse d'une acquisition cométaire de l'atmosphère terrestre et de son équilibrage avec le manteau, la présence de ¹²⁹I du manteau qui va modifier le rapport ¹²⁹Xe/¹³⁰Xe du manteau par rapport à celui de l'atmosphère permet de penser que la capture du Xe à partir de comètes aurait aussi été terminée avant les premiers 170 à 200 Ma. de la vie terrestre.

b - Le dégazage du manteau terrestre a-t-il été Instantané ou lent? Unique ou multiple? Total ou partiel?

Nous pouvons utiliser en premier lieu un autre couple d’isotopes, ceux de l’Argon, pour répondre à cette question. La réaction nucléaire ⁴⁰K Þ ⁴⁰Ar, modifie lentement dans la géosphère le rapport de l’isotope radiogénique ⁴⁰Ar à l’isotope stable non radiogénique de l’argon, ³⁶Ar. Au déclenchement du chronomètre, le rapport initial ⁴⁰Ar/³⁶Ar peut être considéré comme nul (Fig. 55) car ⁴⁰Ar est exclusivement radiogénique. La période du ⁴⁰K étant très longue, comparable à celle de la vie de la Terre, l’évolution du rapport ⁴⁰Ar/³⁶Ar est très lente, et contraste fortement avec l’évolution du rapport ¹²⁹Xe/¹³⁰Xe qui nous a permis de mettre en évidence que le dégazage du manteau fut très précoce

Lors de cet épisode, le ⁴⁰K est resté dans le manteau dégazé, alors que ³⁶Ar l’a quitté pour rejoindre l’atmosphère comme les autres gaz rares. Plus ce dégazage aura été important et plus la teneur en ³⁶Ar du manteau aura chuté lors de cet évènement. En corollaire, on peut donc attendre du rapport ⁴⁰Ar/³⁶Ar qu’il signe le degré de dégazage atteint par le manteau (Fig. 55), car après cet épisode le rapport ⁴⁰Ar/³⁶Ar a augmenté d’autant plus vite que la teneur en ³⁶Ar était devenue basse, c’est à dire que le manteau était dégazé.

Les mesures du rapport ⁴⁰Ar/³⁶Ar, effectuées sur divers basaltes issus du manteau et dans l’atmosphère ont montré des différences significatives :

30000 environ pour les basaltes des dorsales océaniques

3000 environ pour les basaltes des points chauds

300 environ pour l’atmosphère

Nous pouvons en tirer une première conclusion essentielle : ces mesures révèlent l'existence de deux réservoirs isotopiquement très différents, et confortent l’hypothèse évoquée au chapitre précédent d’un manteau à deux étages de convections, au moins relativement étanches.

L'étude du processus de fractionnement de la croûte continentale à partir du manteau supérieur nous a enseigné (Chp. 4) que ce lent processus de construction de la croûte continentale et d'appauvrissement du manteau supérieur avait commencé vers 2.7 Ga et se serait poursuivi depuis[2]. Le dégazage de l'argon du manteau terrestre est-il un processus comparable?

Les chronomètres ⁸⁷Rb Þ ⁸⁷Sr et ⁴⁰K Þ ⁴⁰Ar étant du même ordre de grandeur et commensurables avec l'âge de la Terre, il apparaît intéressant de confronter ces deux systèmes. Dans la figure 56, on a porté en abscisse le rapport ⁸⁷Sr/ ⁸⁶Sr comme indicateur du degré de fractionnement du manteau; en ordonnée, le rapport ⁴⁰Ar/³⁶Ar constitue l'indicateur du dégazage mantellique. Un point de mesure situé en haut à gauche (y=30000; x=0.7025) représentera une roche issue d'un manteau à la fois très dégazé et ayant très largement contribué à la formation de la croûte continentale (typiquement le manteau supérieur). A l'opposé un point de mesure situé en bas à droite (y=3000; x=0.7050) représentera une roche issue d'un manteau à la fois très peu dégazé et n'ayant que très peu contribué à la formation de la croûte continentale, comme le manteau inférieur.

On constate en premier lieu qu'il n'existe pas de roches provenant d'un manteau profond (n'ayant pas contribué à la formation de la croûte; x>0.704) et qui soit fortement dégazé (y>10000). L'étanchéité du réservoir manteau inférieur s'étendrait donc bien à son contenu gazeux. En second lieu, nombre des échantillons représentés viennent se repartir le long de l'hyperbole de mélange (vert foncé sur la figure: en représentation linéaire, la courbe de mélange de deux rapports est une hyperbole et non une droite) ce qui signifie que nombre de roches volcaniques doivent représenter soit un mélange de liquides magmatiques issus de deux sources distinctes, soit que les deux sources peuvent être mélangées, la fusion partielle du mélange produisant aussi une signature mixte.

Nous pouvons en tirer une seconde conclusion essentielle :Le manteau profond, qui donne naissance au volcanisme des points chauds de rapport ⁴⁰Ar/³⁶Ar faible, et qui n'a que fort peu contribué à la fabrication de la croûte, apparaît donc nettement moins dégazé que le manteau supérieur qui donne naissance au volcanisme des dorsales à rapport élevé, et qui a déjà largement contribué à l'édification des continents.

Nous pouvons enfin tirer de tout cela une troisième conclusion essentielle. Grâce au volcanisme qui amène en surface des laves d'origine mantellique, le dégazage lent du manteau se poursuit sur Terre…

A cet égard, le comportement de l'isotope 4 de l’hélium, ⁴He, est particulièrement intéressant. L’origine de ce gaz est double :

1- Il entre continuellement dans l’atmosphère, sous forme de particules alpha (⁴He) du vent solaire, mais en très faible quantité.

2- Il est aussi et surtout produit par la désintégration du Thorium et de l'Uranium terrestres; l’Hélium ainsi formé dans la géosphère chemine jusqu'à l’atmosphère, à moins qu'il ne reste piégé quelque part dans la géosphère, dans les poches de gaz naturels par exemple.

De masse très faible, l'hélium peut échapper partiellement à l’attraction de la Terre. Il s’est donc établi un équilibre entre pertes et gains d’hélium dans l’atmosphère, où sa concentration est constante: 5,2 ppmv. Dans l'atmosphère, son isotope stable ³He présente lui aussi deux origines possibles:

1- Il provient forcément pour partie du stock initial de la Terre;

2- Il provient aussi de la désintégration de ³H (tritium).

Mais le tritium terrestre, lui, n'a qu'une seule origine. Il est formé dans la haute atmosphère, entre 10 et 30 km d’altitude, par la réaction des neutrons cosmiques (n) sur l’azote: ¹⁴N + n  Þ 3. ⁴He + ³H, et sa période de demi-vie (12 ans) est courte. Une partie se trouve piégée dans la vapeur d'eau, et le reste, très léger tend à quitter l'atmosphère terrestre rapidement, de même que son élément fils, ³He. On peut donc considérer l'influence de ³He radiogénique comme négligeable dans la basse atmosphère ou l'hydrosphère, et dire que les concentrations en ³He y sont le reflet du stock initial terrestre.

Or on constate que le rapport 3He/4He dans l’eau de mer est très variable géographiquement, et constitue un marqueur remarquable des sources sous-marines liées au volcanisme des rides océaniques (Fig. 57). Il faut donc en conclure que, lorsque le manteau terrestre fond partiellement pour donner des liquides magmatiques qui vont alimenter le volcanisme de ces rides, une partie de l'hélium initial terrestre est encore contenue dans le manteau et se sépare de ce dernier pour venir rejoindre l'atmosphère.

L’empreinte du dégazage du manteau terrestre est donc encore bien visible, et celui-ci apparaît même encore actif. Toutefois nous avons souligné plus avant (Chp2.A.1.a) que l’eau océanique porte la même signature isotopique D/H que les chondrites carbonées hydratées qui ont bombardé la Terre de façon très intensive à l’Hadéen (4.56 Ga à 3.8 Ga.), et qui continuent encore à le faire. Il convient don d’admettre que si notre atmosphère actuelle porte les traces d’une filiation mantellique, elle porte aussi celles d’une origine extraterrestre riche en eau, en carbone et en azote.

3 - L'atmosphère tertiaire de la Terre : le sceau de la vie ?

Vénus présente encore de nos jours cette atmosphère très peu évoluée depuis le dégazage de son manteau. Son enveloppe épaisse et dense exerce une pression de quelques 92 atm. Dominée par le CO₂ (95%) qui engendre un effet de serre très important, elle présente une température au sol de 470°C. Tout conduit à penser que l’atmosphère terrestre fut comparable, avec une pression au sol de l’ordre de 260 atm. Mais l’atmosphère de notre hôte allait subir deux événements majeurs durant son histoire :

1 - la précipitation de l’océan, épisode que Mars a dû connaître elle aussi, mais sous quelle forme ? L’étude des écoulements (Fig. 58), des figures sédimentaires et l’analyse des sédiments commencent à peine et ne nous permettent pas encore de préciser la nature et la forme de l’hydrosphère Martienne.

2 - l’apparition de la vie, qui a complètement bouleversé la composition de l’atmosphère terrestre.

a – La précipitation de l’océan sur Terre

Y. Paccalet décrit la naissance de l’océan terrestre comme «sublime». Après 300 à 400 Ma. d’existence, peut-être même moins, la Terre s’est suffisamment refroidie pour atteindre le point de condensation de l’eau, soit 375°C à 260 atm. L’atmosphère se condense en nuages, et pour la première fois, il pleut! La signature isotopique ¹⁸O/¹⁶O élevée de zircons datés de 4.3 à 4.4 Ga.. (Mojzsis et al 2001) témoigne d’une hydratation conduisant à la formation d’argiles recyclées dans le manteau, ce qui suggère qu’un cycle hydrologique existait dès cette époque. La forte solubilité du CO₂ et de HCO₃^- dans l’eau liquide enrichit corrélativement l'atmosphère en azote. Les pluies contiennent aussi beaucoup d'acides, HCl, H₂SO₄, HNO₃. Elles vont changer la face du globe. Les acides attaquent les roches magmatiques et volcaniques terrestres, entraînant plus encore que de nos jours les éléments dissous, Si⁴⁺, Al³⁺, Mg⁺⁺, Fe⁺⁺, C^a++, Na⁺, K⁺, vers quelque flaque qui se transforme rapidement en un océan qui couvre suppose-t-on 95% de la planète. Dans cette eau vont naître de nouvelles espèces minérales, résultant de l’hydrolyse des roches :

1 -des argiles, fabriquées à partir des ions les moins solubles (Si⁴⁺, Al³⁺, Mg⁺⁺, Fe⁺⁺) ;

2 -des sels tels que les chlorures, NaCl ;

3 -des carbonates, qui vont jouer un rôle fondamental dans la composition de l’atmosphère. La spéciation des espèces en solution montre en effet que les espèces CO₂ et H₂CO₃ sont présentes en faible quantité seulement dans l'eau de mer, et que les ions carbonates HCO₃^-, CO₃^2- sont par contre très dominants. Deux équilibres en solution sont donc essentiels dans cet océan primordial:

HCO₃^- + H⁺ ® H₂O + CO₂

CO3^2- + 2H⁺ ® H₂O + CO₂

Ils vont gérer le stockage du CO₂ atmosphérique dans l'océan qui vient de se former.

L'ion Ca²⁺ étant très abondant dans l'océan et le carbonate de calcium (CaCO₃) peu soluble, l’apparition de l’océan planétaire soustrait du CO₂ de l’atmosphère et le stocke sous forme solide dans la géosphère. Ces premiers sédiments archéens montrent la texture caractéristique (texture “Lazarus”) des carbonates précipités par saturation. Avec eux, l’effet de serre peut enfin diminuer

Pour H. Holland, la décroissance du CO₂ atmosphérique fut sans doute rapide, et cet auteur considère que le niveau actuel est atteint à 3.5 Ga. environ (Fig. 62 § ,F.3.c). Pourtant les carbonates recensés de nos jours sont presque tous d'origine biochimique. Plus encore, c'est avec l'explosion de la vie pluricellulaire vers 700 Ma., que les coquilles et les calcaires abondent. Pour J. Lovelock, auteur de la théorie Gaïa, selon laquelle l'équilibre à la surface le la Terre s'établit entre la géosphère, l'atmosphère plus l'hydrosphère, et la biosphère, l'élimination du CO₂ atmosphérique est biologique.

Le premier relevé de la composition chimique de l'atmosphère martienne a été réalisé par l'américain G.H. Kuiper (1952). Il compara les spectres de la lumière renvoyée par la Lune et par Mars et certifia la présence d'un pourcentage élevé de CO₂ dans l'atmosphère martienne. On sait depuis les missions Mariner 4, 6, 7 et 9 que l'atmosphère de Mars contient 95.3 % de CO₂, 2,7 % d'azote et 1,6 % d'argon, des traces d'oxygène (0,13 %), de CO (0,07 %) et d'hydrogène. L'oxygène proviendrait de la décomposition du CO₂ des calottes polaires.

Mars a-t-elle subi le même déluge vital que la Terre? Des traces de réseau hydrographique comparable à ce que l’on peut observer dans des régions désertiques terrestres (Fig. 58) tendent à prouver que Mars a bien eu, elle aussi, sa période faste. Depuis, le manque de masse de la planète a joué son rôle et Mars a perdu presque totalement son atmosphère. L’eau existe toujours sur Mars, mais en raison de la pression très basse qui y règne, de l’ordre de celle du point triple de l’eau, c’est un rythme à 2 temps qui s’y joue actuellement : sublimation; cristallisation (Fig. 59). Mars a-t-elle connu la même décarbonatation de son atmosphère? Si oui, fut-elle strictement chimique, ou biochimique? Nombre de questions sont encore débattues.

b – La précipitation de l’océan sur Mars ?

On espérait donc trouver de nombreux affleurements de roches carbonatées sur Mars, d’autant que la plupart des météorites martiennes trouvées sur Terre contiennent des carbonates dans les fissures. C’est d’ailleurs dans de telles fissures de la météorite ALH84001 que des structures filamenteuses comparables au vivant ont été observées en 1996 (Chp. 2, C2). Toutes les données dont nous disposons actuellement sur Mars, collectées par spectrométrie IR tant en orbite qu’au sol, suggèrent que les carbonates sont absents de la surface de Mars. Nos spectromètres ne sont certes pas très adaptés au sol rugueux de Mars et peut-être, dans ces conditions vaudrait-il, mieux choisir la mesure d’autres bandes spectrales, dans le proche IR ? Nombre de scientifiques en doute, qui considèrent que l’absence de carbonate sur Mars et à l’inverse l’abondance des sulfates, doivent être admis comme des faits. Cette absence actuelle ne signifie d’ailleurs pas que les carbonates n’ont jamais été présents. Peut-être le sont-ils encore en profondeur, ou dans des anfractuosités des roches ? L’atmosphère actuelle très tenue de Mars et l’absence d’ozone ne protègent pas son sol des UV solaires. Ceux-ci semblent en mesure de dissocier tout carbonate qui serait présent de nos jours à la surface de Mars. Qu’en était-il de Mars jeune ? Elle possédait une atmosphère proche de celle de la Terre ou de Vénus à cette époque, mais en quantité plus faible en raison de sa taille et d’un dégazage probablement limité par son refroidissement plus rapide. Sur Mars encore plus éloignée du Soleil que la Terre, l’eau liquide n’a pu exister qu’avec un effet de serre suffisant pour dépasser le point de congélation de l’eau. Les conditions furent très probablement réunies sur Mars, avec une atmosphère post dégazage qui devait dépasser les 2 atmosphères de pression de CO₂. Si la précipitation de l’eau s’est produite, et avec elle celle des carbonates, pourquoi la surface de Mars n’en montre-t-elle plus aujourd’hui ? Les UV ont-ils fait disparaître tout carbonate de sa surface ? Pourquoi Mars a-t-elle perdu son atmosphère ? Il semble que la réponse se trouve dans le fonctionnement interne de la planète. Lors de la précipitation de l’eau vapeur en océan le stockage du CO₂ atmosphérique sous forme de carbonate a fait s’effondrer l’effet de serre, sur Mars comme sur la Terre.

Mais notre planète est dotée d’une quantité d’énergie suffisante pour que son manteau convecte, alors que sur Mars ce processus a dû s’arrêter très tôt. Or cette convection est indispensable au recyclage du carbone[3]. Dans les zones de subduction, une partie des carbonates CaCO₃ précipités au fond de l’océan est injectée dans le manteau. La transformation en profondeur du carbonate de calcium en silicates calciques libère le carbone qui est ensuite réinjecté dans l’atmosphère par les volcans sous forme de CO₂. C’est probablement ainsi que la Terre a pu garder un effet de serre en équilibre et donc son eau liquide, quand Mars allait inexorablement voir disparaître son eau liquide. A partir de là tout concourt pour lui faire perdre son atmosphère :

Chaque impact de météorite qui confère aux molécules atmosphériques une vitesse supérieure à leur vitesse de libération contribue à appauvrir une atmosphère qui n’est plus renouvelée. Comme sur Terre, l’épisode de bombardement intensif a cessé très tôt et ce phénomène a dû devenir rapidement peu significatif ;

L’échappement continu des gaz dans la région externe de l’atmosphère, définie au début du chapitre 5, l’exosphère. Ce mécanisme a lieu tout au long de la vie de la planète. Il fonctionne selon deux modes : l'échappement thermique est comparable au mouvement brownien, et ne concerne sur Mars comme sur Terre que les atomes de H, très légers et suffisamment accélérés par le rayonnement de basse fréquence du soleil jusqu'à atteindre la vitesse de libération de la planète; l'échappement non thermique met en jeux le rayonnement solaire de haute fréquence, dont la grande énergie permet de casser (photodissociation) les molécules H₂O, CO₂ ou CH₄ O₂, N₂. L’hydrogène peut alors acquérir une énergie cinétique suffisante pour s'échapper dans l'espace.

L’atmosphère externe des planètes est soumise au vent solaire, qui transporte avec le plasma une fraction du champ magnétique solaire gelé. Les atomes ionisés de cette région de l’atmosphère des planètes sont accélérés par ce champ, et précipités vers la planète. Sur une planète possédant un champ propre actif, comme la Terre, ces particules n’atteignent pas l’atmosphère dense. Mars est une planète de petite taille et donc refroidie rapidement, qui a donc perdu rapidement sa convection mantellique et la protection de sa magnéto hydrodynamique[4] (vers 4 Ga.). Très tôt, elle s’est vue criblée par ces ions à haute vitesse dont les collisions avec les molécules de l’atmosphère communiquent aux atomes une vitesse souvent supérieure à la vitesse de libération de la planète.

Sans eau liquide, sans protection magnétique, et sous une atmosphère de plus en plus ténue, les carbonates martiens ont peut-être eux aussi totalement disparu de la surface de la planète sous l’effet du bombardement des UV?

Les rapports isotopiques que nous avons utilisés précédemment pour étudier l’atmosphère terrestre nous apportent pour Mars des enseignements du même ordre. Certains sont d’ailleurs similaires (tableau 5), ¹²C/¹³C, ¹⁶O/¹⁸O et ³⁶Ar/³⁸Ar. Le rapport deutérium/hydrogène (D/H) est par contre beaucoup plus élevé dans l'atmosphère martienne que sur Terre, suggérant bien que 'hydrogène plus léger que le deutérium s'est donc échappé plus largement au cours du temps sur Mars que sur Terre. Sa valeur actuelle suppose qu'une énorme fraction de l’hydrogène a quitté Mars.

Le rapport ¹⁴N/¹⁵N est lui aussi très différent de celui de notre atmosphère, traduisant encore un échappement référentiel de isotope léger, ¹⁴N. Un tel enrichissement relatif en ¹⁵N (60% par rapport à la Terre) est généralement considéré comme le résultat d’une fuite significative en azote. Il en va de même pour le rapport ⁴⁰Ar/³⁶Ar

Par contre, les rapports isotopiques de l'oxygène (¹⁶O/¹⁸O) et du carbone (¹²C/¹³C) montrent moins de 5% de différence avec les valeurs de l'atmosphère terrestre. La perte apparaît ici minimale, laissant à penser qu’en interagissant fortement avec les roches le CO₂ et la vapeur d'eau (H₂O), auraient subi des pertes très faibles.

Le rapport ¹²⁹Xe/¹³²Xe suppose à l’inverse un enrichissement relatif en isotope léger dans l’atmosphère martienne par rapport à celle de la Terre, or il s’agit là d’isotopes d’un élément lourd, et normalement se sont les atomes les plus légers qui s’évadent en plus grand. Rappelons que ¹²⁹Xe provient de la décomposition de l’iode ¹²⁹I, et que lors de l’épisode de dégazage, cet iode moins volatil que le xénon est resté préférentiellement dans le manteau. Nous avons vu qu’après cet épisode de dégazage, précoce dans l’histoire des planètes, le ¹²⁹Xe était progressivement relargué par les volcans, faisant augmenter le rapport ¹²⁹Xe/¹³²Xe. Si le même phénomène s’est produit sur Mars, l’excès de ¹²⁹Xe ne peut s’expliquer que par un déficit du xénon strictement atmosphérique, ¹³²Xe. Si celui-ci fait défaut c’est sans doute qu’une part importante de l’atmosphère martienne avait disparu AVANT le relargage du ¹²⁹Xe par le manteau dans l’atmosphère. Pour les « nirgalogues » (Nirgal est à Mars ce que Gaïa est à Geo) un tel phénomène conduit à penser qu’une violente collision aura pu dépouiller très tôt Mars de son atmosphère fille des volcans. Cet épisode violent s’est sans doute passé très tôt dans l’histoire de Mars, car la fameuse météorite ALH 84001, formée il y a 4.5 Ga. présente dans les gaz qu’elle contient un rapport ¹²⁹Xe/¹³²Xe comparable à celui de l’atmosphère actuelle de Mars. L’abrasion de l’atmosphère martienne est donc antérieure ou contemporaine de la formation de cette météorite. Par contre le rapport ¹⁴N/¹⁵N des gaz de ALH 84001 est beaucoup plus fort que celui de l’atmosphère actuelle, ce qui démontre qu’à l’époque ou cette météorite a quitté Mars, les effets du vent solaire sur son atmosphère n’étaient pas encore identifiables, la planète étant sans doute encore tectoniquement et magnétiquement active.

c - L’apparition de la vie et l’apparition des conditions oxydantes

De « notre » point d’observation, êtres vivants, le rôle essentiel de cette précipitation primordiale en océans, lagunes ou étangs aux eaux tièdes aura été d’apporter à la vie l’eau liquide indispensable qui lui manquait pour se développer. Solvant essentiel, elle allait en outre constituer l’abri la soustrayant aux UV solaires qu’aucune ozone stratosphérique ne venait contrecarrer à l’époque. Au-delà, les imaginaires vont bon train : certains se calent sur nos chroniques de la naissances du monde, déplaçant la main des dieux au gré des découvertes de la cosmochimie et de la biologie; d’autres se font l’inventeur du lieu où la première association de composés est devenue biotique, et leurs schémas d’apparition sont complexes…

Dans une première voie endogène (vie apparue sur Terre) les chercheurs se sont tournés vers la chimie prébiotique. Ainsi les briques qui constituent le vivant sont sorties du chaudron de S. Miller, qui fut dans les années 50 le remarquable expérimentateur des idées d’ A. I. Oparin et J. Haldane (soupe de composés carbonés, azotés, phosphatés soumise à des décharges électriques). Cette voie expérimentée pendant plus de trente ans a toujours donné naissance à des acides aminés, mais elle n’a jamais été susceptible de produire les macromolécules du vivant, ni bien sûr l’ARN indispensable à toute vie… Aucune expérience n’a jamais vu non plus se constitue une cellule, même en partant de protéines et/ou d’acides nucléiques déjà présents. Dans ses expériences, Oparin a montré que le dipôle hydrophile et hydrophobe des macromolécules conduit à fabriquer des membranes qui peuvent se fermer sur elles-mêmes et constituer ainsi , un milieu intérieur séparé du milieu extérieur. S. Fox a montré dans les seventies que ces micro-sphères peuvent échanger avec le milieu extérieur, absorber de l’eau et des petites molécules ; au-delà d’une certaine taille elles peuvent même se diviser en 2. Mais ces structures ne présentent aucune des caractéristiques métaboliques et reproductrices du vivant. Cette voie, souvent reprise, est pour l’heure sans issue.

Cairns-Smith , ou Wächtershäuser, proposent une autre voie endogène qui prend le relai de la précédente au stade où les premières briques du vivant sont formées. Pour ces auteurs, la structures répétitive et les liaisons faibles présentent sur certaines des faces des minéraux (les argiles pour Cairn-Smith et la pyrite pour Wächtershäuser) sont à l’origine d’une part de la sélection des molécules sélectionnées par le vivant avant que celui-ci ne soit autoreproductible, et d’autre part le lieu de naissance des macromolécules indispensables au vivant. Nombre d’auteurs acceptent aujourd’hui l’idée que la chiralité gauche de molécules du vivant soit le fruit de la géométrie électrique de surface des minéraux. Ainsi, alors que les expériences de la chimie prébiotique fabriquent autant de molécules carbonées gauches et droites (ceci est également vrai pour les molécules carbonées contenues dans les météorites), le piégeage d’une forme plutôt que l’autre par les minéraux aurait permis une sélection par le vivant de la forme gauche. On sait en effet que l’homochiralité est un caractère nécessaire à la vie car les propriétés des molécules (enzymatiques en particulier) dépendent de leur forme. La présence de deux formes, gauche et droite d’une même molécule n’est donc pas compatible avec le vivant. En outre, plusieurs chercheurs ont montré que les argiles offrent un support privilégié aux briques constitutives de l’ARN, ouvrant peut-être ainsi la voie à la fabrication des protéines ? Pour Wächtershäuser, les premières entités vivantes furent des revêtements moléculaires adhérant aux surfaces de la pyrite (sulfure de Fe, FeS). De fait on constate que certaines enzymes métaboliques contiennent des atomes de Fe et de S ? Les réactions biologiques font intervenir l’ammoniac NH₃ qui pouvait être produite dans l’océan primordial au niveau des rides océaniques. La réaction d’hydratation de l’olivine du manteau [SiO₄](Fe, Mg)₂ +H₂O l’oxyde en et serpentine libère du dihydrogène H₂,

Olivine + H₂O → Serpentine + H₂

Par réaction avec le CO2 et l’azote dissous, apparaissent le méthane et l’ammoniac libérés par les fumeurs noirs des sources hydrothermales, fumeurs noirs construits essentiellement en pyrite. Somme toute, les constituants des réactions pouvant conduire à la vie étaient ici réunis, et l’on peut écrire :

{210CO₂ + H₂PO₄^- + (Fe, Mn, Ni, Co, Zn)²⁺}^océan

+

{427H₂ + 10NH₃ + HS^-}^{fumeur noir}

→
{C₇₀H₁₂₉O₆₅N₁₀P (Fe, Mn, Ni, Co, Zn) S}^proto-vie

+

{70H₃C-COOH + 219H₂O}^déchet .

Cette voie est intéressante dans la mesure où la greigite (Fe₅NiS₈) est un sulfure aux propriétés catalyseur reconnues, qui aurait pu accélérer la production du premier ARN, formé à partir de 3 ATP, molécule facilement disponible dans les conditions physicochimiques des fumeurs noirs, en les associant en un premier triplet simple AAA à la surface de la pyrite...

La voie exogène suppose que les briques de la vie ont été fabriquées dans le cosmos, puis transportées et déposées par les météorites, en particulier celles du type chondrites carbonées hydratées de Murchison, ou les comètes qui ont croisé notre chemin comme le propose la panspermie de H.E. Richter puis de S. Arrhénius à la fin du XIX°-début XX°, et comme le montrent les observations actuelles de la cosmochimie… Si une telle origine présente un intérêt certain au plan philosophique, la vie sur Terre devant alors être considéré comme un processus très ordinaire au-delà d’un certain degré de complexité, son intérêt strictement scientifique est mince ; cela peut s’appeler « reculer pour mieux sauter » ! En outre, pour l’heure, cette voie n’apporte rien en matière de chiralité ni d’obtention des macromolécules indispensable

Une chose est certaine, la vie est apparue très tôt sur la Terre, probablement dès que les conditions physiques l’ont permis, c'est-à-dire sans doute dès la précipitation de l’océan et c’est une des raisons fondamentales qui poussent à imaginer que la vie fut aussi possible sur Mars. Sur Terre, les roches sédimentaires (seules susceptibles de contenir des fossiles) les plus anciennes reconnues sur Terre sont celles d’Isua au Groenland. Elles datent de 3.8 Ga. Mais il s’agit de roches transformées par métamorphisme ; la pression et la température atteintes auront alors effacé toute trace morphologique de vie que ces roches pouvaient contenir. Mais le métamorphisme ne transmute pas les éléments chimiques et ne modifie pas les rapports isotopiques des éléments. Or, le rapport isotopique ¹³C/¹²C, d’échantillons de ces roches anciennes est dit non minéral, c'est-à-dire qu’il est différent de celui que l’on mesure d’ordinaire en chimie minérale. On observe en effet que le vivant prélève plus de ¹²C que de ¹³C sur son environnement pour se développer. Si l’on se réfère à l’âge attribué au bombardement cométaire et météorique très intense subi par les planètes internes — Chp. 4, §D-1-b, 700 Ma. après la formation du système solaire soit environ 3.9 Ga. — qui a sans doute stérilisé complètement la surface terrestre, le rapport ¹²C/¹³C non minéral de Isua montre qu’il aura fallu très peu de temps pour atteindre la complexité biologique nécessaire pour que le métabolisme signe sa présence sur la Terre (3.8 Ga.). On imagine que ces formes de vie primitives, dans les conditions très réductrices qui régnaient alors, sont très probablement des bactéries anaérobies.

Les premières concrétions carbonatées produites par le vivant ont été identifiées dans des roches d’Australie à peine plus récentes (3.5 Ga.). Leur texture, bien différente de la texture Lazarus évoquée plus haut, est similaire à celle des stromatolithes actuels (Fig. 60). Il s’agit de voiles bactériens, produit de l’activité d’algues unicellulaires (algues bleues ou cyanobactéries). L'accroissement du taux d'oxygène dans l'air est lié en premier lieu à l’activité des cyanobactéries.

L’existence de la chlorophylle vers 2.7 Ga. est semble-t-il attestée par l’observation de petits prismes dénommés pristanes, qui miment la chlorophylle dans quelques échantillons rocheux. La présence de formations sédimentaires appelées BIF (Fig. 61; Banded Iron Formations), constituées par l’alternance de lits de grains de quartz et de lits d’oxyde de fer Fe₂O₃, suggère fortement qu’il y ait eu de l’oxygène libre dans l’océan pour rendre possible leur formation et cela renforce l'idée que la photosynthèse était déjà à l'œuvre à cette époque.

En effet, l'atmosphère née des volcans étant principalement constituée de CO₂, N₂, SO₂ et H₂O, ni l'océan ni elle, ne sont oxydants. Le Fer arraché aux roches par les pluies acides est donc transporté et stocké sous sa forme réduite (Fe²⁺), qui est très soluble. Dans l'hypothèse où les BIFs résulteraient de la précipitation du Fe²⁺ en Fe³⁺ en présence d'oxygène libre, il aura donc fallu dans un premier temps que les algues saturent en oxygène tous les minéraux de l’océan. Cependant, il existe des BIFs à 3.5 Ga., qui sont bien antérieurs aux pristanes. S'agit-il simplement d'un manque de fossiles de cette époque?

Existe-t-il un autre mécanisme possible pour fabriquer ces BIFs? Peut-être n'a-t-il pas fallu attendre la saturation en oxygène de l'océan pour transformer Fe²⁺ en Fe³⁺? Le rôle joué par la chlorophylle dans la photosynthèse est d'arracher des H⁺ de l'eau (ce qui libère de l'oxygène), car en effet la construction du vivant réclame une quantité importante d'hydrogène.

Prenons la composition moyenne du vivant, soit à peu près C₆₀O₄₀N₂H₁₀₀, et tentons de le construire à partir des molécules dissoutes dans l'océan à cette époque:

1- les 60.C viennent du CO₂ ou du HCO₃^- et le bilan est, pour 60.C: 0 ≤ H ≤ 60; 120 ≤ O ≤ 180

2- Les 2.N viennent du NO₂ ou du NO₃, ce qui ne compense pas le déficit d'au moins 40.H

Il nous manque donc une source d'hydrogène, et c'est peut-être le Fe²⁺ qui a alors joué ce rôle, de façon indirecte. On sait que Fe²⁺ peut être oxydé sous l'effet des UV, selon la réaction:

Fe²⁺ + hn (UV) ® Fe³⁺ +e^-

L'électron ainsi éjecté va, en se combinant à un proton, donner un H⁺ qui sera immédiatement capté par la vie. L'effet d'un tel mécanisme est donc d'une part de déplacer l'équilibre en faveur du Fe³⁺ qui, beaucoup moins soluble que Fe²⁺, précipite en BIF, et d'autre part de favoriser la vie en lui cédant les hydrogènes qui lui manquent.

Selon David C. Catling et al 2001, la concentration basse en O2 dans l’atmosphère archéenne implique que le méthane était 100 à 1000 fois plus abondant qu’aujourd’hui. On sait le rôle positif du CH₄ dans l’effet de serre et sa capacité à absorber la lumière solaire, mais il pourrait avoir eu un autre rôle dans l’histoire de notre atmosphère. Soumis au rayonnement solaire UV, le CH₄ est aisément dissocié et, comme nous l’avons vu à propos de Mars, l’hydrogène ainsi libéré atteint aisément la vitesse de libération de la planète, celle de Mars bien sûr, mais aussi celle de la Terre. Cette perte est celle d’un puissant réducteur, ce qui revient de facto à oxyder la planète Terre. L’apparition de la photosynthèse aurait, selon ces auteurs, favorisé ce processus. En effet, en dissociant l’eau en O2 et H2, la photosynthèse favorise les processus méthanogènes qui associent H et C en CH4. Dès lors la perte irréversible d’hydrogène vers le cosmos devient possible, et l’on peut exprimer ce processus comme suit :

CO2 + 2H2O → CH4 + 2O2 + CO2 + O2 + 4H^{( cosmos)}

En résumé, les voies de l’oxydation de l’atmosphère terrestre ont sans doute été multiples, et elles concourent à élever brutalement et définitivement le taux d’oxygène libre dans l’atmosphère vers 2.5 à 2 Ga. (Fig. 62). La période des BIFs ne s’étend pas au delà de 1.7 Ga.

Cette explosion de la vie implique une surconsommation du carbone, et l’on a vu que le CO₂ est une denrée qui s’est raréfiée dans l’atmosphère dès 4 Ga.. Dans une atmosphère devenue oxydante, la photosynthèse soustrait une fraction du CO₂ qu’elle stocke dans les végétaux (fussent-ils unicellulaires), mais à leur mort, la dégradation du vivant renvoie le CO₂ à l’atmosphère, et il s’établit un équilibre entre le réservoir atmosphérique et la biosphère. C’est ainsi que de nos jours, une forêt mature, en équilibre, présente des bilans de consommation de CO2 et de production d’O₂ globalement nulle. Mais à cette époque ancienne, l’équilibre ne sera atteint que vers 2 Ga. et le bilan en oxygène apparaît très largement positif. L’effet de serre a donc probablement continué à décroître durant cette période. Est-il le seul responsable de l’apparition des premières glaciations ? C’est en tous cas vers 2.3 Ga. que l’eau solide apparaît sur la Terre pour la première fois.

On connaît en effet de part le monde un type de série de faciès rocheux qui laisse à penser que des conditions très dures sont réapparues qui ont pu mettre en péril la vie sur Terre, à plusieurs reprises, d’abord vers 2.3 Ga. puis à quatre reprises entre 1Ga et 550 Ma. Cette association est la suivante :

1- la base de la série est constituée d’un sédiment identique aux dépôts glaciaires marins actuels, provoqués par la fonte les icebergs ;

2- la série continue avec des dépôts de fer identiques à ceux des Banded Iron Formations ;Enfin la série se termine par un dépôt de carbonates de type archéen, à texture Lazarus .

Enfin la série se termine par un dépôt de carbonates de type archéen, à texture Lazarus .

Leur extension quasi généralisée jusque vers les basses latitudes (au moins jusqu’aux tropiques) a fait dire à Joseph L. Kirschvink en 1992 que le globe a dû être «a Snowball Earth», conformément au modèle de Mikhail Budyko (1964), qui prédit que l’accroissement de l’albedo lié au pouvoir réflecteur de la glace et de la neige pourrait, par emballement, entraîner l’englacement total de la planète. La surface croissante de la glace réfléchit une grande partie des rayons solaires, qui sont alors plus renvoyés dans l'espace sans réchauffer la Terre, et le refroidissement s'accélère. La glace gagne ainsi les tropiques, peut-être même l’équateur ? D’autres parlent de « Planète Igloo ». Totales ou pas, les glaciations ont bien eu lieu durant cette période, leur durée aurait été à chaque fois de 10 Ma. environ et les conditions très froides qu’elles imposent paraissent bien avoir provoqué une diminution considérable de la biomasse assurant la photosynthèse et que pourrait traduire le rapport ¹²C/¹³C très abaissé de ces sédiments d’après certains auteurs. Inversement la biomasse anoxique, en particulier méthanogène, pourrait avoir proliféré, augmentant P_CH4 d’équilibre entre l’atmosphère et l’océan et favorisant la précipitation d’hydrate de méthane dans les sédiments. La présence de BIF témoigne d’un abaissement important du potentiel redox juste avant ou au début de la précipitation des carbonates. Ceux-ci, parce qu’ils coiffent les dépôts glaciaires, témoignent d’un retour des conditions chaudes, mais aussi du déplacement de la P_CO2 d’équilibre entre l’atmosphère et l’océan. On imagine alors que, la glaciation généralisée ayant fait chuter la biomasse photosynthéthique, la part du CO₂ volcanique dans l’atmosphère remonte. Ce nouvel emballement, de l’effet de serre cette fois, conduirait alors à la fusion brutale de la glace et à la précipitation du carbonate. La vie reprenant ses droits sous des auspices plus cléments, un nouvel équilibre serait atteint.

L’explication de ces formations reconnues et caractérisées depuis 40 ans environ est encore très controversée aujourd’hui. Quel rôle la tectonique des plaques joue-t-elle dans la régulation du climat ? Mars nous montre qu’avec l’arrêt de la tectonique globale cesse le recyclage du CO2 et avec lui l’effet de serre. Le cycle des « Pangées » a-t-il pour effet de ralentir ce recyclage du CO2 ? Nous avons vu au chapitre 1 §B qu’un supercontinent agit comme un couvercle sur le manteau et que les modèles suggèrent qu’il s’en suit une augmentation de la taille des cellules convectives? Toujours est-il que les quatre épisodes successifs de boule de neige 1Ga-550 Ma. sont à peu près contemporains de la première Pangée reconnue, Rodinia (cf. Chp. 3 § E1b) et qu’ils cessent avec le morcellement de Rodinia. Faut-il voir dans la glaciation carbonifère correspondant à la Pangée un bégaiement de l’histoire? Les causes ne sont jamais uniques, et la glaciation carbonifère est très différente des précédentes, sans Lazarus et sans BIF. Mais cela signifie-t-il que la Pangée n’a joué aucun rôle ? L’époque de la première glaciation, il y a 2,3 Ga. correspond semble-t-il à une baisse d'intensité lumineuse reçue du Soleil. Le système solaire serait passé à travers des régions poussiéreuses de l'espace qui aurait diminué l'énergie solaire reçue par la Terre ? Cause unique là encore ?

d - L’explosion de la diversité, un scénario unique

Si l’impact des conditions géotectoniques sur l’apparition et le maintient de la vie est fondamental, celui de la vie sur l’atmosphère terrestre fut et reste considérable. Il ne fut pas immédiatement visible, et ce n’est que lorsque la saturation en oxygène de l'océan aura été atteinte que la composition de l’atmosphère aura pu aussi changer et que le cycle de l’ozone aura pu démarrer. Dès lors, les UV solaires très énergétiques n’auront plus atteint le sol terrestre, et la vie continentale sera devenue possible.

Le premier eucaryote est apparu dans les océans peu après la saturation de l’eau en oxygène; il est âgé d’environ 1.5 Ga. Il aura donc fallu plus de 2 Ga. pour voir le code génétique s'individualiser dans la cellule! Si le maximum de complexité a bien été atteint (de nos jours) par les eucaryotes, rien n'est venu prouver la supériorité des cellules à noyau, en termes d'adaptation de la vie aux conditions extérieures. Et il va d'ailleurs se passer 1 Ga. pendant lequel nous ne connaissons pas de changements significatifs.

L'apparition des premiers pluricellulaires remonte sans doute aux environs de 670 Ma., et la première faune connue (Diawara, en Australie) est datée de 600-550 Ma., c’est à dire peu après le dernier snowball connu. Cette faune est constituée d’invertébrés variés (fig. 63a-b-c) qui apparaissent à peu près partout dans le monde à la même époque. Cette faune témoigne donc d’une adaptation efficace puisque largement conquérante (Fig. 48c), mais elle est sans descendants ? Aucun des organismes présents à cette époque ne paraît être en mesure de représenter l’ancêtre d’une espèce animale vivant de nos jours… surprenant ?

Une étape importante de l'évolution après l'apparition des métazoaires à corps mou est la minéralisation des squelettes. La découverte récente d'organismes à squelette minéralisé dans des couches de la fin du Précambrien et du début du Cambrien (entre 550 et 540 Ma.) démontre que l'apparition de la minéralisation des squelettes est quasi contemporaine de la faune d'Édiacara. La Faune observée d’abord à Tommot, une petite ville de Sibérie (faune tommotienne, Fig. 64), puis un peu partout dans le monde est à peine postérieure, 530 Ma.

Elle aussi fut de courte durée (quelques millions d'années seulement). Néanmoins, cette faune tommotienne est importante parce qu’elle marque l'apparition d'un groupe d'organismes, les archéocyathes, qui n'a vécu que jusqu'à la fin du Cambrien, mais qui appartient très probablement à l'embranchement des éponges. C’est donc à cette période qu’apparaît le premier des plans d’organisation qui ont encore des descendants de nos jours.

A ce stade, l'évolution de la vie va subir une diversification foudroyante dont témoigne la faune de Burgess Pass (Colombie Britannique), d’abord décrite par Sir Charles Doolittle Walcott lors de sa découverte en 1909. L’erreur de Wallcott et de ses suivants fut de considérer que la Faune de Burgess se situant début de la vie animale connue ou presque, la diversité que l’on y observe obéit aux mêmes lois que tous les organismes que l’on rencontre depuis ; les formes de Burgess sont donc nécessairement des ancêtres du monde vivant actuel. Or ils sont déjà diversifiés et doivent donc s’inscrire dans le cône de diversification (Fig. 65), représentation de Darwin, reprise ensuite par Thomas H. Huxley et développée surtout par Herns Heackel Les fossiles de Burgess devaient donc se ranger, fusse avec un chausse pied, sur les branches basses d’un cône de diversité représentant les embranchements connus, et dont la base inconnue se perd dans les terrains azoïques du Précambrien.

En fait Burgess représente une disparité considérable dont l’iconographie en arbre ne peut rendre compte. Ce phénomène sera de très courte durée dans l’histoire de la vie. Il sera rapidement suivi d’une décimation des formes créées. Parmi elles, un petit nombre de formes sont les fondateurs de tous les embranchements que nous connaissons aujourd’hui, auxquels il faut ajouter celui des éponges déjà présent dans la Faune tommotienne. Le caractère unique de l’évènement, qui s’est déroulé en quelques dizaines de Ma. au plus (Fig. 66 ; NB la faune tommotienne, entre Ediacara et Burgess n’est pas représentée) n’avait pas échappé à Darwin, mais toutes ses patientes observations convergeaient vers l’idée que la diversité, en fidèle représentante de l’évolution des espèces, reflète des modifications trop lentes sur un nombre de branches trop constant pour qu’elle ne fût pas régulièrement décroissante en reculant dans le temps, et qu’elle n’aille se perdre en un rameau unique dans les temps protérozoïques.

Pour Stephen Gay-Gould (La vie est belle page 48) mieux vaut utiliser le terme de « disparité » pour souligner la distance entre les plans d’organisation des organismes appartenant à des embranchements différents, et parler de « diversité » au sein d’un même embranchement pour souligner le nombre des espèces de ce groupe. Il prend les cas suivants « une faune comprenant trois espèces distinctes de taupes » et «une faune comprenant un éléphant, un escargot et une fourmi » donc trois embranchements. On sera d’accord avec l’auteur pour dire que la diversité est faible dans la première faune et forte dans la seconde, « et pourtant, il n'y a dans chaque cas que trois espèces. La faune du Schiste de Burgess a montré que celle-ci recelait de la diversité, dans le sens de disparité des plans d'organisation anatomique. Appréciée en tant que nombre d'espèces, la diversité de la faune de Burgess n'est pas très élevée. Ce fait souligne un «paradoxe capital propre aux premières formes de la vie. Comment une telle disparité des organisations anatomiques a-t-elle pu apparaître, alors même qu^'il n^'y avait pas de grande diversité dans le nombre des espèces? ».

L’époque est donc exceptionnelle en effet, et en totale contradiction avec l’image communément admise de la diversité aux embranchements de plus en plus touffus (Fig.65). En moins de 200 Ma., apparaissent les premiers pluricellulaires que nous évoquions, puis tous les embranchements connus de nos jours, plus bien d’autres plans d’organisation, mis en évidence sur le site de Burgess Pass. Les 25 embranchements qui y sont représentés sont tous aussi différents les uns des autres qu'un chordé (être à squelette interne comme l'homme et le poisson) et un arthropode (être à squelette externe comme le crabe). Les plans d’organisation de ces êtres vivants sont si déroutants, si différents de ceux que nous connaissons qu’il est parfois difficile, voire impossible, d’attribuer des fonctions à leurs appendices. Il apparaît de nos jours que l’évolution des espèces ne traduit rien d’autre que la réponse de plans d’organisation variablement diversifiés aux sollicitations de leur environnement. Elle ne traduit aucune direction préférentielle vers quelque que ce soit et, reprenant le « corail de la vie » de Darwin, sa meilleure représentation actuelle est sphérique(voir 4° de couverture). Passons un moment dans le zoo d’exception de Burgess.

Marella est un petit animal de 2cm maximum : sa tête porte 2 antennes et 2 pattes spécifiques, 2 cornes latérales tournées vers l’arrière  et une protection dorsale en forme de lyre; son corps segmenté comprend 25 articles biramés, une patte articulée et un appendice branchial ; un telson termine le corps

Yohoia est très particulier : sa tête porte 3 paires de pattes uniramées classiques pour la marche chez les trilobites plus une paire de pattes pour la nutrition se terminant par quatre piquants, une morphologie inconnue chez tous les autres arthropodes depuis. Les 10 premiers segments du corps portent un seul appendice, en éventail.

Opabinia est un être extraordinaire, de 5 à 7 cm, équipé de 5 yeux, d’une trompe terminée par une sorte de double mâchoire équipée d’épines en guise de dents ? Un must dans le bestiaire de Burgess Pass. Son corps comporte 15 segments biramés, avec 1 lobe majeur et 2 petits lobes latéraux portant la rame branchiale.

Odontogriphus est un petit animal très plat, équipé de deux organes (sensoriels ?) latéro-frontaux et d’une sorte de bouche à 25 « dents ».

Dinomischus est un organisme fixé et sans doute immobile, assez semblable aux coraux dont il n’a pas la symétrie 6 ou 8, ou encore aux crinoïdes, mais sans la symétrie 5. Equipé de lames ressemblant à des pétales, montre 2 orifices reliés entre eux, bouche et anus sans doute.

Amiskwia est peut-être l’un des rares organismes ne vivant pas sur le fond marin. En effet ses appendices (latéraux et caudal) suggèrent la nage. Par ailleurs sa tête semble équipée un double organe sensoriel et de 2 tentacules.

Hallucigénia : comme le dit S.G. Gould, comment peut-on décrire une forme vivante dont on ne comprend pas où est l’avant et l’arrière, le haut et le bas. La bouche serait le tube en bout ? Les épines des béquilles ? des pattes ? une paire par segment. Sur le dos( ?) une sorte de tentacule placé en quinconce avec les « pattes ». Si hallucinant que l’on se demande encore s’il ne s’agirait pas d’un fragment d’un autre animal, non trouvé à ce jour. Mais Hallucigénia n’existe pas qu’à un seul exemplaire ? Une énigme…

Odaraia ressemble à un arthropode, à carapace bivalve, sans antennes, avec une queue d’avion pour faire bonne mesure. Vivait-il sur le fond ? se propulsant avec la queue ? Pas d’antennes, pas d’appendices buccaux, encore une fois un organisme très différencié et rien qui indique un caractère primitif.

Wiwaxia est un petit animal de 5 cm en moyenne, couvert de rangées de plaques dont deux en forme de lignes d’épines. Pas de segmentation, Wiwaxia n’est pas un annélide, ni un arthropode. Sa bouche est équipée d’un outil qui rappelle la radula des gastéropodes (sorte de râpe). Faut-il dès lors le ranger dans les mollusques ?

Anomalocaris mesure 60 cm., un monstre pour l’époque. Il est le plus grand prédateur de cette faune. Actuellement les paléontologues s’accordent à le ranger dans les arthropodes, dont il constitue l’une des formes ancestrales présentes à Burgess Pass.

Bon nombre d’autres espèces se rangent dans des phyla qui portèrent descendance, dont notre ancêtre Pikaia (Fig. 67, page suivante).

Pourquoi tant de diversité dans cette période charnière pour les pluricellulaires? Bien sûr, la pression démographique est probablement encore faible et la concurrence entre tous ces embranchements qui viennent d'apparaître n'est sans doute pas aussi rude qu'elle ne le sera par la suite, mais pourtant tous ces organismes très différents paraissent déjà très adaptés à leur milieu, et il semble de plus en plus évident avec la multiplicité des sites de fouilles qu'ils étaient bien déjà partis à la conquête de tout l'océan. A notre schéma de cône de diversité il faut substituer un schéma de disparité – décimation – diversification (fig. 68).

Pourquoi une telle décimation se produit-elle parmi des formes qui viennent de conquérir les océans du monde entier ? Quels hasards auront, 40 Ma. plus tard au Cambrien (560 Ma.), réduit le panel des formes de vie sur la Terre à ce que nous connaissons aujourd’hui. Comment s'est opérée la sélection ? Dire que les formes qui subsistent ont survécu parce qu’elles étaient les plus adaptées en partant du principe darwinien que c’est la pression de l’environnement qui préside à la sélection confine à la tautologie, puisque l'on identifie les plus aptes comme ceux qui ont survécu. Mais ce n’est pourtant pas une raison de suivre les créationnistes, qui ont récemment brandi cet argument, prétendant ainsi réfuter la notion même d'évolution.

Une difficulté majeure que présente Burgess pour la communauté scientifique est que rien dans cette faune ne permet de prédire lesquelles, parmi les espèces présentes, sont celles qui sont, a priori, les plus adaptées aux conditions que l’on sait devoir régner d’ici peu. Ainsi, rien ne nous dit que si le film des évènements pouvait être rejoué, notre ancêtre Pikaïa, moins de 5 cm et seul chordé de Burgess Pass, serait au nombre des élus à la loterie de l’évolution… Considérant la théorie de Darwin, et suivant Gould, on peut dire que la faune de Burgess « pose deux grands problèmes au sujet de l'histoire de la vie. Ils se situent symétriquement par rapport à la faune de Burgess elle-même, l'un avant, et l'autre après :

1 - comment, étant donné notre vision traditionnelle d'une évolution extrêmement lente, une telle disparité a-t-elle pu surgir aussi rapidement ?

2 - si la vie actuelle est le résultat de la décimation de la faune de Burgess, quelles particularités anatomiques, quels caractères physiologiques, quels changements d'environnement départagèrent ceux qui allaient gagner de ceux qui allaient perdre ? »

Suivant Gould, trois types de mécanismes évolutifs sont susceptible de rendre compte de l'explosion du Cambrien ayant conduit à la disparité rencontrée à Burgess.

1 -Le remplissage initial du tonneau écologique. « Selon la théorie darwinienne conventionnelle, l'organisme propose et l'environnement dispose. Les organismes fournissent un matériau brut sous forme de variation génétique exprimée dans des différences morphologiques. Au sein d'une population, ces différences sont toujours petites, et ce qui est plus important dans la théorie, non dirigées[5]. Le changement évolutif (par opposition à la simple variation) est produit par le jeu de la sélection naturelle émanant de l'environnement externe (les conditions du milieu, aussi bien que les interactions entre les organismes). Les organismes ne fournissant que le matériau brut et celui-ci ayant été jugé presque toujours suffisant pour produire toutes sortes de changements selon des rythmes darwiniens extrêmement lents, l'environnement est donc considéré comme le facteur qui contrôle la vitesse et l'ampleur de l'évolution. Par conséquent, selon la théorie conventionnelle, les grandes vitesses atteintes lors de l'explosion cambrienne signalent que quelque chose d'inhabituel a dû se passer dans l'environnement à cette époque… …lorsqu'on cherche en quoi pouvait consister cet « inhabituel » dans l'environnement, ayant pu engendrer l'explosion cambrienne, la réponse est évidente et saute aux yeux. Cet événement a représenté le moment du remplissage initial du tonneau écologique par la vie multicellulaire. Ce fut une époque où les places disponibles pour des modes de vie variés abondaient, à un point qui n'a jamais plus été égalé depuis. Presque n'importe quoi pouvait trouver sa niche écologique. La vie multicellulaire opérait une radiation dans un espace totalement libre et elle put donc proliférer à une vitesse exponentielle… Dans le remue-ménage et l'agitation de cette période unique en son genre, l'expérimentation régnait, le monde était pratiquement libre de toute compétition pour la première et la dernière fois… … Pratiquement toute la littérature sur Burgess fait appel à cette vision traditionnelle. Le maître mot des interprétations a été : compétition moins rigoureuse».

2 -Le changement des systèmes génétiques au cours du temps. Gould écrit : « Dans le cadre de la vision darwinienne traditionnelle, les morphologies subissent des processus de vieillissement, mais non le matériel génétique. Si le changement évolutif connaît des variations de rythme, c'est que des modifications de l'environnement redistribuant les pressions de la sélection naturelle évoquent de nouvelles réponses de la part d'un substrat matériel (les gènes et leur action), mais celui-ci ne change pas au cours du temps. Or, il se pourrait que les systèmes génétiques « vieillissent », dans le sens où ils « deviendraient moins capables de restructurations majeures » (J.W. Valentine). Les organismes modernes ne peuvent peut-être plus engendrer rapidement de nouvelles gammes d'organisations anatomiques, quelles que soient les niches écologiques qui s'ouvrent ». Gould ajoute : «Je n'ai pas vraiment de suggestions à faire concernant la nature de ce vieillissement, mais je demande simplement que l'on prenne en considération une telle alternative… ... Les génomes de l'époque cambrienne étaient-ils plus simples et plus flexibles ? ».

3 -Diversification initiale et ultérieure, en tant que loi générale des systèmes. Stu Kauffman, a mis au point un modèle pour montrer que le développement maximal rapide de la disparité suivi d'une décimation, observés à Burgess, sont une loi générale des systèmes qui n’a pas à recourir à une hypothétique faiblesse initiale de l’intensité de la compétition ou un « vieillissement» du matériel génétique. Reprenons Gould dans le texte : « Considérons la métaphore suivante. Le cadre dans lequel se déroule l'évolution est un paysage complexe comprenant des milliers de pics, chacun de hauteur différente. Plus le pic est élevé, plus est grand le succès évolutif de l'organisme qui y figure… …Saupoudrez ce paysage d'un petit nombre d'organismes pris au tout début de leur évolution, et laissez-les se multiplier et changer de place: Les changements peuvent être petits ou grands, mais nous ne nous intéresserons pas ici aux premiers, car ils permettent seulement aux organismes de monter plus haut sur leurs pics particuliers et ne conduisent pas à de nouveaux plans d'organisation. Ceux-ci n'apparaissent qu'à l'occasion de grands bonds, plus rares……Les grands bonds sont extrêmement risqués ils réussissent rarement mais rapportent beaucoup. Si vous atterrissez sur un pic plus élevé que celui sur lequel vous' étiez vous prospérez et vous vous diversifiez ; si vous atterrissez sur un pic moins élevé, ou dans une vallée, vous êtes perdu. Maintenant, nous nous posons la question : quelle est la fréquence des grands bonds qui réussissent (donnant un nouveau plan d'organisation) ? Kauffman a montré que la probabilité de succès est d'abord très élevée, puis chute rapidement et atteint bientôt le niveau zéro tout comme l'histoire de la vie. Ce scénario est assez conforme à nos intuitions. Les premières espèces, peu nombreuses, sont localisées au hasard dans le paysage. Cela signifie qu'en moyenne la moitié des pics sont plus hauts, l'autre moitié plus bas que les localisations initiales. Par suite, les premiers grands bonds ont grosso modo 50% de chances de réussir (les autres concurrents sont éliminés, note JLB). Mais ensuite, l'espèce qui a réussi se trouve sur un pic plus élevé donc le pourcentage de pics plus élevés qui lui restent offerts est moindre. Après un petit nombre de bonds réussis, très peu de pics plus hauts restent disponibles, et la probabilité de pouvoir même se déplacer chute brutalement. En fait, si les grands bonds se produisent assez souvent, tous les pics les plus élevés seront occupés dès les premières phases du jeu, et personne n'aura plus de place où aller. Alors les vainqueurs vont s'implanter et se doter de systèmes de développement si étroitement liés à leur pic, qu'ils ne pourront plus changer, même si l'occasion s'en présente ultérieurement. Par la suite, ils ne pourront donc plus que s'accrocher fermement à leur pic ou mourir. Le monde est rude, et beaucoup vont connaître ce second destin… …parce que même des extinctions au hasard vont laisser des places vides, qui ne pourront plus être occupées par personne.

On sait maintenant que la vie a essuyé par la suite de nombreuses crises, parmi lesquelles cinq crises terribles qui ont dépeuplé la Terre. Chacun de ces coups du sort ont entraîné la disparition de 40%, voir même 60% de la diversité dans chacun des embranchements, mais il est toujours resté assez d’espèces en chacun de ces rescapés du cambrien pour que la diversité donne dans chaque intervalle toute sa mesure. Mais la disparité de Burgess ne sera plus égalée. Toujours est-il que même si la suite peut paraître somme toute monotone, “ la vie est belle ” et c’est tant mieux !

D’origine volcanique, météoritique, climatique ou les trois peut-être comme il y a 65 Ma., ce sont ces crises observées dans le vivant qui ont imposé au géologue le découpage des temps fossilifères (Fig. 69a). Sans doute ont-elles créé à nouveau des espaces favorables à la diversité, pourtant aucun foisonnement similaire à celui de la fin du Protérozoïque n'est venu les combler. Les deux premières crises majeures se situent au sein de l’ére Primaire (ou Protérozoïque) et séparent d’une part l’Ordovicien du Silurien (A), et d’autre part le Dévonien du Carbonifère(B); elles résultent de glaciations certes très importantes, mais plus comparables aux glagiations modernes (quaternaires) qu’à un épisode de type snowball. Les autres coupures introduites dans le Primaire témoignent de l’évolution des espèces et de leur diversité. La troisième grande crise, la plus grande, se situe à la fin du Permien (C); elle inaugure l’ère Secondaire. Elle coïncide cette fois avec un épisode volcanique majeur, qui met en place les trapps de Sibérie, et précède de peu la crise de la fin du Trias (D). La crise de la limite Crétacé Tertiaire (E) est sans doute beaucoup moins importante en nombre d’espèces disparues que celle du Permien, mais la médiatisation de son origine au moins partielllement météorique et ses effets partiels sur la disparition des dinosaures en ont fait un best seller. Certains auteurs, Raup et Sepkoski (1986) ont attiré l'attention sur l'aspect périodique des extinctions. Ils estiment qu’il existerait une fréquence autour de 1 crise par 26 Ma. environ (Fig. 69b), et qu’une telle périodicité pourrait témoigner de la traversée de l’orbite terrestre par un groupe d’objets très excentriques venus du nuage de Oort. Dans la glace du forage européen EPICA, deux couches de micrométéorites, espacées d’environ 50 000 ans (481 et 434 Ka), ont été observées. Leur concentration en particules extraterrestres est 10 000 à 100 000 fois supérieure à la concentration moyenne observée dans l’Antarctique. S'agit‑il de deux pluie de micrométéorites issues de l'explosion de bolides extraterrestres ? Pour d’autres chercheurs, le passage du plan de la Voie Lactée, qui survient tous les 30 à 40 millions d'années, constituerait pour le Système Solaire une région dangereuse à franchir car plus denses en gaz et poussière. Ceci provoquerait des instabilités gravitationnelles à l'intérieur de l’ensemble du Système Solaire augmentant le risque de collision entre la Terre et un des petits corps, astéroïde ou comètes, qui le peuplent. La dernière collision majeure ayant eu lieu il y a 35 Ma. environ, sachant notre position actuelle proche du plan galactique, nous découvrons là une belle occasion de nous procurer quelques sueurs froides médiatiques !

4 –L’ultime évolution de l’atmosphère-biosphère, Le sceau de l’homme

Mais les phénomènes géologiques ou astronomiques ne sont plus les seuls capables de générer de telles crises. L’Homme se révèle être le plus formidable prédateur que l’évolution des espèces ait jamais engendré. La pression qu’il exerce sur son environnement est si forte que beaucoup d’espèces vivantes n’y résistent pas, au point que de nos jours, le nombre des espèces qui disparaissent de la surface de la Terre par unité de temps est comparable à ce qui s’est passé durant ces épisodes de crises majeures. Ferons-nous disparaître nous aussi 60 à 90% des espèces vivantes ? Notre espèce résistera-t-elle aux dommages qu’elle engendre dans son environnement?

La question doit être posée car au-delà de la pression que sa nature lui fait exercer sur le vivant, l’Homme moderne (celui de la révolution industrielle et de l’ère post industrielle) est peut-être en train de modifier le climat terrestre dans des proportions telles qu’elles puissent elles aussi contribuer à bouleverser la biodiversité terrestre. Nous avons tenté de montrer au paragraphe troposphère (§ B2b) combien il est difficile d’établir une relation univoque entre augmentation de la teneur en gaz à effet de serre et la température moyenne de l’atmosphère terrestre, et pour nous y aider nous avons commencé à regarder le passé historique de notre atmosphère. Mais ce recul de quelques siècles instrumentés est très insuffisant pour étayer une analyse prédictive du comportement de notre atmosphère. Aussi nous faut-il maintenant mettre ces résultats historiques en perspective avec les archives paléoclimatiques terrestres enregistrées par les glaces et les sédiments.

a - Le décryptage des archives glaciaires

L’étude des gaz emprisonnés dans les bulles de la glace des calottes polaires, tels que CO₂ ou CH₄ donne la composition de l’atmosphère ancienne, car leur temps de résidence dans l’atmosphère est court, environ 10 ans, mais suffisant pour permettre à l’atmosphère d’être homogénéisée à l’échelle de la planète. En outre la géochimie des poussières minérales permet de remonter aux régions désertiques qui les ont émises ou aux volcans qui ont explosé, faisant des calottes glaciaires de formidables archives. Outre les teneurs en gaz, 3 rapports d’isotopes stables constituent des traceurs géochimiques très efficaces et très utilisés dans le décryptage de ces archives.

Pour l'eau, le rapport ¹⁸O/¹⁶O est modifié significativement lors de l'évaporation et de la précipitation; l'eau du réservoir atmosphérique est ainsi déprimée en ¹⁸O par rapport à l'eau du réservoir océanique, et l'eau de pluie est enrichie en ¹⁸O par rapport à l'eau atmosphérique. Avec le transport de l'air à travers les cellules convectives (Hadley, Ferrel, et cellule polaire) et les précipitations successives qu'il peut subir pendant son transport, cet air voit ainsi son rapport ¹⁸O/¹⁶O décroître, et lorsqu'il précipite finalement en neige sous les hautes latitudes, il constitue du réservoir solide (apparenté à la géosphère) aux propriétés isotopiques très différentes de celles de l'océan (¹⁸O/¹⁶O plus bas de quelques %₀). Durant les périodes glaciaires, le stockage d'un énorme volume de glace provoque un enrichissement de l'eau océanique en ¹⁸O par rapport à ¹⁶O, et inversement pendant les périodes chaudes, il s'opère un déstockage de ¹⁶O. On peut suivre ces évolutions dans la composition isotopique de l'oxygène dans la composition des glaces, dont les archives les plus anciennes, carottées à 3600m de profondeur dans la calotte Antarctique (Vostok), remontent à 420 Ka. On peut remonter beaucoup plus loin en étudiant la composition isotopique de l'oxygène des carapaces des organismes vivants (CaCO₃ par exemple). Mais cette lecture est rendue complexe par deux phénomènes:

1 - en premier lieu, le rapport ¹⁸O/¹⁶O est thermo-dépendant; il existe donc une stratification du rapport ¹⁸O/¹⁶O avec la température et donc la profondeur de l'océan en région intertropicale, mais ce phénomène sera peu ou pas notable en région polaire; on ne peut donc utiliser ce rapport qu'en établissant un bilan (à travers les concentrations mesurées dans des coquilles, souvent du plancton), entre des organismes vivant sur le fond de l'océan (benthiques) et des organismes nageurs vivant en surface (pélagiques), et en interrogeant des organismes vivant sous des latitudes très différentes.

2 - en second lieu, les organismes vivants opèrent une sélection de ¹⁸O, et leur rapport ¹⁸O/¹⁶O est donc différent de celui de l'océan contemporain. Ces mécanismes doivent être pris en compte dans le calcul des paléo températures océaniques.

On exprime généralement ce rapport sous la forme δ¹⁸O, qui représente l’écart de ce rapport à la valeur moyenne de l’eau de mer, son unité est le ⁰/₀₀.

De la même manière on utilise beaucoup le rapport du Deutérium ²H (ou D) à l’hydrogène, et là encore on définit un δ D, exprimé en ⁰/₀₀.

Pour les carbonates, les compositions isotopiques sont déterminées par le système CO₂-HCO₃^--CO₃^2- en solution. Outre la température, l’origine du CO₂ entrant dans la constitution des carbonates est le paramètre essentiel de leur composition isotopique. Ainsi lorsqu'un organisme vivant dans l'océan se constitue une coquille de calcite (CaCO₃) en pompant des ions de l'eau, c’est le stock océanique de HCO₃^- (à composition isotopique assez constante) qui en définit le rapport ¹³C/¹²C. Toutefois, les réactions du métabolisme cellulaire s’accompagnent le plus souvent d'un fractionnement isotopique du ¹²C au détriment du ¹³C, et l'on constate ainsi que, lorsque le CO₂ provient surtout de l’activité bactérienne dans les sols et les vases, les carbonates diagénétiques [6]qui en résultent ont une teneur en ¹³C beaucoup plus basse. C'est en analysant ce rapport ¹³C/¹²C que l'on a pu affirmer que certains sédiments vieux de 3.8 Ga. portent la signature isotopique du vivant. Inversement, les variations de ¹³C/¹²C sont aussi un excellent marqueur de l’évolution diagénétique de la matière organique.

b - Les changements cycliques du climat

Les quatre époques les plus récentes de glaciations mondiales, bien connues des géologues alpins (tableau 6)

Les calottes polaires de l’Antarctique et du Groenland constituent la majeure partie de la cryosphère (90 % Vol de l’eau douce de la planète). La transformation de la neige en glace est rapide, mais l’évolution de cette glace en profondeur (recristallisation progressive en cristaux de grande taille) est lente, jusqu’à 2000 ans. Les calottes épaisses, jusqu’au delà de 3000 m, enfoncent le continent sur lequel elles reposent. Matériau granulaire, la glace présente des propriétés mécaniques de fluide visqueux anisotrope qui provoque son fluage sous son propre poids et son écoulement lent.

Points froids de la Terre, les calottes interagissent avec le climat global. Elles sont susceptibles de se développer en quelques siècles (peut-être même quelques décennies) grâce à un effet de feed-back positif entre précipitation neigeuse et albédo. Inversement elles peuvent disparaître en moins de 10 000 ans (cas de la dernière période glaciaire), en libérant de grandes quantités d’icebergs (vêlage) qui viennent perturber la circulation océanique et le climat.

Les carottages dans la glace (tableau 7) nous fournissent donc des enregistrements continus de l’environnement passé au cours des derniers cycles climatiques, dont la représentativité géographique n’est pas limitée à la région. Au début des années 70, les Américains ont atteint 2138 m de profondeur avec le forage de Byrd, mais dans une glace très déformée au delà de 50 000 ans par l’écoulement et donc difficilement exploitable. En Antarctique encore, les Russes atteignaient 2082 m en 1982 avec le forage de Vostok. Dès 1983, le profil isotopique de Vostok étudié par Claude Lorius révéla sans ambiguïté une histoire continue du climat sur plus de 140 000 ans, montrant la fin de la dernière glaciation vers -15 000 ans, son maximum vers -25 000 ans, et la glaciation précédente vers -140 000 ans. La progression des forages nous a permis d’étendre notre connaissance de l’évolution de l’atmosphère à 4 cycles climatiques, en s’appuyant sur les concentrations en CO₂ et CH₄ qui ont oscillé depuis 400 000 ans respectivement entre 200-280 ppmv et 350-700 ppbv (Fig. 70).

Outre le calage somme toute satisfaisant avec les datations classiques souvent délicates à conduire, et l’allure très similaire des courbes de variations du volume des glaces tirées de l’étude des sédiments marins (non figuré ici), la cyclicité de ces variations de grande amplitude autour d’une période de 100 000 ans est remarquable. Autre observation, le signal climatique de Vostok contient des périodes de 20 000 et 40 000 ans caractéristiques elles aussi des variations de l’orbite terrestre.

Ceci accrédite la théorie mise au point par Milutin Milankovitch entre 1920 et 1941 associant les modifications des climats aux paramètres orbitaux terrestres. Trois paramètres jouent un rôle fondamental, (Fig. 71, http://www.ens-lyon.fr) :

1 - L’excentricité de l’orbite terrestre (Fig.71a ) passe d’un stade circulaire à un autre en passant par un maximum d’allongement de l’ellipse selon deux périodes 100 000 et 413 000 ans ; 

2 - L’inclinaison de l’axe de rotation terrestre par rapport à la normale au plan de son orbite oscille entre 22° et 24.5° avec une période de 41 000 ans (Fig. 71b) ;

3 - La précession des équinoxes, qui résulte du fait que l’axe de rotation terrestre est en rotation lente autour de la normale au plan de l’écliptique et décrit un cercle sur la sphère céleste en 25 800 ans. Ce faisant notre équateur céleste subit aussi un lent déplacement sur la même période. Par définition l’équinoxe correspond au moment où dans sa rotation autour du Soleil la Terre fait coïncider son plan équatorial avec le plan de l’écliptique. Partant de cette coïncidence, 1 an plus tard la Terre retrouve sa position mais son axe de rotation s’est légèrement déplacé, et le point d’équinoxe est déjà dépassé. Cela se traduit par le déplacement des équinoxes dans le plan de l’écliptique, avec une période de 19 000 ans (Fig. 71c)

La variation des paramètres orbitaux fait osciller la Terre entre deux extrêmes :

1 - forte excentricité de notre orbite, forte inclinaison (comme de nos jours) et faible distance Terre-Soleil en été sont propices à des saisons très contrastées

2 - orbite quasi circulaire, faible inclinaison et une grande distance Terre-Soleil en été sont au contraire propices à des saisons peu contrastées.

Ces variations des paramètres orbitaux conduisent donc à des variations de la quantité de lumière solaire captée par la Terre, et si l'insolation globale annuelle change peu, les modifications de l'insolation aux hautes latitudes en été (la seule période recevant de l’énergie solaire) apparaissent relativement importantes (Fig. 71d).

La situation 2, aux saisons peu contrastées, est vraisemblablement favorable aux périodes glaciaires car si les conditions sont telles que l’enneigement d’hiver ne se résorbe pas ou mal en été, les conditions du déclanchement d’un feed-back positif entre précipitation neigeuse et albédo sont peut-être réunies. Inversement, la situation 1 aux étés chauds et hivers rigoureux paraît très défavorable à une période glaciaire (Fig. 71e).

Il est enfin très intéressant de noter sur les courbes de la figure 70 la pente très forte des indicateurs et de la température calculée lors de l’installation de chacun des épisodes interglaciaires, signe d’un réchauffement extrêmement brutal.

c - Les oscillations rapides du climat

L'apparente stabilité du climat durant la dernière période glaciaire a été régulièrement interrompue par des oscillations rapides, d'une durée comprise entre la décennie et le millénaire. On avait bien observé le coup de froid brutal du «Younger Dryas » vers la fin de la dernière déglaciation, mais il demeurait une exception. On sait maintenant que cette apparente stabilité a été régulièrement interrompue par des oscillations rapides du climat, d'une durée comprise entre la décennie et le millénaire.

Ces oscillations mémorisées dans les carottes de glace, appelées « cycles de Dansgaard-Oeschger », ont été mises en évidence par Dansgaard et al en 1994. Elles débutent par un refroidissement rapide de 5 à 10°C en quelques siècles, suivis d’un réchauffement encore plus rapide, en quelques décennies ; La fréquence de ces évènements serait approximativement de un tous les 1500 ans (Fig. 72a).

Ces oscillations ont aussi été observées dans les sédiments océaniques de l’Atlantique Nord (entre 40 et 60°N) par Heinrich en 1988, mais on y observe aussi la présence d'autres événements froids, se traduisant par des arrivées brutales et massives de sables et débris grossiers transportés par des icebergs. Appelés «événements de Heinrich», ces épisodes froids se produisent avec une relative périodicité de 7 000 à 8 000 ans. Les glaces du Groenland montrent que les changements climatiques sont amples, rapides, et largement étendus. Les refroidissements se produisent en plusieurs temps, alors que les réchauffements ont lieu en une seule étape. Les réchauffements les plus forts ont atteint 8°C. Ils se traduisent par un doublement des précipitations neigeuses, un effondrement de la quantité des poussières apportées par les vents, témoignant de conditions atmosphériques nettement plus humides. L’augmentation de la teneur en CH₄ est interprétée comme le résultat de l’accroissement de la masse végétale et conforte les observations précédentes. Le réchauffement qui termine vers 11500 ans l’épisode le mieux documenté à ce jour, celui du Young Dryas (YD sur la figure 72b) s’est probablement opéré en moins de 20 ans. Le taux d’accumulation de la neige a doublé en moins de 5ans. Le méthane augmente plus lentement, en quelques 30 ans et son augmentation est sensible dans les deux hémisphères, suggérant que la modification climatique est sensible sur l’ensemble de la flore terrestre. La quantité de sels dans la glace Ca²⁺ et Na⁺ montre une diminution brutale de la salinité de l’océan lors du réchauffement, suggérant une débâcle intense durant cette période.

Vingt-quatre de ces événements ont été dénombrés dans les carottes de glace du Groenland depuis la fin du dernier interglaciaire. Ils ont aussi été reconnus dans les carottes marines de l'Atlantique Nord, de la Méditerranée occidentale et du Pacifique Nord (Bond et al, 1993 ; Cachot et al, 1999 ; Kiefer et al, 2001).

Quelle a été l'extension géographique des événements Dansgaard/Oeschger durant les derniers 100000 ans ? Sur le continent, les enregistrements climatiques de tels événements abrupts sont rares : citons la séquence palynologique des lacs des Echets, du Bouchet et des Maars du Velay (Massif Central) observée par Reille et Beaulieu (1988) ou par Guiot et al (1993. Mais, au-delà de la limite de datation du ¹⁴C, les échelles de temps présentent des incertitudes considérables. Les cahiers du CNRS (www.cnrs.fr/cw/dossiers) résument l’étude des archives continentales contenues dans une stalagmite (Vil-stm9, Fig. 73) de Dordogne entre 83 et 32 ka. On dénomme spéléothèmes les cycles climatiques enregistrés dans la croissance des carbonates karstiques. Sur les 7 hiatus visibles sur la stalagmite, 3 correspondent à des périodes où les conditions empêchaient toute croissance ; ces arrêts sont de 2 types :

1 -le climat était suffisamment froid et sec pour empêcher toute infiltration et précipitation de calcite dans la grotte entre 61,0 ka et 67,4 ka; c’est le cas de la discontinuité la plus importante, elle coïncide avec l'événement de Heinrich H6.

2 -Les hiatus sont liés à des inondations dans la grotte lors de périodes très humides.

Les effets des événements Dansgaard/Oeschger se font donc sentir au moins jusque sous nos latitudes moyennes. La figure 72 montre que le ¹³C a enregistré l'événement D/O20 de façon remarquable, et sa terminaison abrupte dans l’évènement de Heinrich qui clôt ce cycle.

Ces variations de ¹³C sont principalement liées au développement du sol et de la végétation : le carbone dissous dans l'eau d'alimentation des stalagmites provient en majeure partie du CO₂ du sol. Or, les variations d'activité pédologique et de la végétation vont conditionner la quantité de CO₂ d'origine biologique dissoute dans l'eau d'infiltration. En conséquence, les événements froids, qui ralentissent l'activité végétale et bio-pédologique, sont marqués par un ¹³C élevé. ¼ de l'amplitude du signal ¹³C (renforcement) est produit par la température. En effet, le fractionnement isotopique du carbone dans la dissolution du CO₂ dans l'eau et lors de la précipitation de CaCO₃ va dans le même sens.

Le décalage entre le début d'un réchauffement et le minimum sur la courbe du ¹³C, qui caractérise le maximum d'activité végétale varie entre 500 et 2000 ans. La remise en route du système bio-pédologique qui produit le CO₂ du sol peut donc être très rapide, comme lors de l’évènement de Heinrich qui interrompt le cycle D/O 20 Avec le système bio-pédologique redémarre la dissolution-précipitation des carbonates qui amorce la chute du signal ¹³C. Le temps de réponse du sol est nettement plus rapide que celui mis en jeu par les différents taxons végétaux qui vont ensuite successivement recoloniser le milieu.

Les paléoclimatologues interprètent les évènements de Heinrich comme de résultat de l’effondrement de la calotte Nord-Américaine (Laurentide) sous l'effet de sa propre dynamique. La glace s'accumulant pendant plusieurs millénaires d’un épisode froid sur l'Amérique du Nord aurait atteint progressivement une épaisseur telle que la chaleur interne de la Terre ne serait plus parvenue à se dissiper vers l'atmosphère. L’eau des sédiments sous- jacents aurait alors fondu, induisant un effondrement de la calotte et le vêlage de nombreux icebergs. Leur fonte aurait alors injecté des quantités d'eau douce considérables dans les eaux de surface de l'Atlantique Nord. Cette eau de surface froide mais malgré tout peu dense parce que douce aurait stratifié l'océan et ralenti la formation d'eaux profondes dans les hautes latitudes.

Ralentir la formation des eaux profondes, implique de ralentir ou même de bloquer (?) la circulation globale thermohaline. Si l'implication de la circulation thermohaline est reconnue, la cause de ce basculement entre un mode froid et stable (sans convection profonde en Atlantique Nord) et un mode plus chaud et instable avec convection profonde en Atlantique Nord reste encore à déterminer. Traduit-elle une oscillation interne à l'océan ? Une oscillation couplée entre océan et calottes glaciaires ? Faut-il des forçages externes au système climatique pour les déclencher ? Ces oscillations sont-elles présentes même faiblement pendant les périodes interglaciaires ? Il reste aujourd'hui beaucoup de glace en Antarctique et au Groenland.

On est en droit de se demander si de tels événements pourraient intervenir dans les décennies ou les siècles à venir ? Le «petit âge glaciaire», refroidissement sur l’Atlantique nord entre le XI° et le XIV° siècle pourrait représenter la dernière de ces anomalies ? Faut-il craindre le scénario catastrophe que nous promettent les climatologues ? Le sceau de l’homme est mesurable dans la concentration en CO2, CH4, et autres gaz à effet de serre. Doit-on lui imputer une part significative de l’augmentation de la température au XX° siècle ?

Oui ? Non ? Si nous avons attiré votre attention sur la difficulté de dresser le bilan précis de la responsabilité de notre espèce, c’est d’abord pour que vous saisissiez l’extrême complexité des phénomènes naturels, l’interdépendance des paramètres, l’existence d’effets de seuil, d’emballements, de boucles rétroactives, autant d’occasions d’admettre que la précaution, fondé sur l’évaluation scientifique objective, doit devenir un principe quand l’ignorance pointe le bout de son nez.

Un bref retour en arrière, simple coup d’œil à un passé terrestre vieux de 600 Ma. (fig. 74) nous montre combien il est difficile de mettre en évidence des corrélations simples entre quelques paramètres dont l’évolution qui nous préoccupe commence à nous être familière ; de gauche à droite dans la figure de S. Manoliu et M. Rotaru 2008 :

1 -la température moyenne de la Terre, variant entre 15 et 25°C environ ;

2 -la teneur en CO2 de l’atmosphère variant de jusqu’à 20 fois le niveau de teneur actuel ;

3 -le niveau de l’océan, variant de -200m à +200m, voir beaucoup plus ;

4 -les épisodes de production massive de charbon ;

5 -le nombre des espèces ayant vécu en même temps sur Terre, avec 5 creux bien identifiés ;

6 -Les impacts majeurs de bolides, pour lesquels il ne faut pas oublier que le plancher océanique qui représente 70% de la surface terrestre est perpétuellement renouvelé et ne peut donc conserver la mémoire d’un passé plus vieux que 200 Ma. environ.

A suivre donc, en gardant à l’esprit que toute science, toute donnée même ancienne peut, si les conditions de son acquisition sont accessibles et garantissent sa qualité, contribuer à éclairer cette machinerie extrêmement complexe que représente le fonctionnement du système Terre.

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[1] Rappel -1: tous les éléments ou presque possèdent des isotopes. Certains sont stables, d'autres ne le sont pas. Au-delà du bismuth (Z=83), il n’existe aucun noyau parfaitement stable. Les interactions nucléaires de ces énormes atomes deviennent trop faibles au regard de leur taille ; cela favorise leur dégradation spontanée en espèces plus légères.

Rappel –2 : la composition isotopique de notre système est une donnée initiale, fixée au moment ou notre nébuleuse gazeuse, considérée comme homogène, va s'effondrer en un soleil et son système planétaire ; les rapports des isotopes stables de ce système homogène sont alors fixés. Par contre, le chronomètre de la décroissance des isotopes radioactifs est démarré à cet instant dans notre système. Certains, comme ²⁶Al, ont totalement disparu de nos jours. D'autres, comme ²³⁸U, dont la période est de l'ordre de grandeur de l'âge de la Terre ont épuisé seulement la moitié de leur stock initial. Inversement les produits de ces désintégrations voient (ou ont vu) leur quantité croître durant la même période de temps. Les rapports isotopiques de ces éléments ont donc évolué depuis la création du système solaire.

Rappel –3 : dans notre système sont apparus des sous systèmes que l'on peut considérer chacun comme homogène en première approximation. Ces sous-systèmes, ou réservoirs, sont reliés entre eux par des flux de matières, gérés par des processus physico-chimiques ou biochimiques; la Terre peut ainsi être considérée globalement comme un sous-système, avec ses flux d'échanges avec le reste du système solaire; elle est aussi "découpée" en sous-systèmes (Manteau, croûte, hydrosphère, atmosphère), autant de réservoirs "homogènes" qui échangent des flux de matière.

Rappel –4 : si les processus physico-chimiques sont susceptibles de modifier les rapports de teneurs entre des éléments différents, ils agissent de manière plus subtile sur les rapports isotopiques d’un élément donné, puisque les isotopes d’un même élément ont un comportement chimique identique qui dépend du cortège électronique de l’élément, et ils diffèrent par leur masse. D'une manière très générale la constante d’équilibre isotopique K est peu différente de 1, de sorte que les variations isotopiques détectées dans la nature dépassent rarement quelques 10^-3. Cette constante d'équilibre K est thermo-dépendante (fonction inverse de T°); elle tend vers 1 aux températures élevées.

[2] L'évolution du rapport ⁸⁷Sr / ⁸⁶Sr de la croûte terrestre augmente inexorablement plus vite que celui de la moyenne terrestre alors que celui du manteau voit sa croissance d'autant plus ralentie.

[3] L'étude isotopique menée sur la météorite en provenance de Mars QUE 94201 a montré que le rapport initial D/H de l'eau sur Mars est similaire à celui des comètes alors que celui de la Terre est de l’ordre de 2. L’eau martienne serait donc quasi exclusivement d’origine cométaire, quand celle de la Terre résulte sans doute d’un mélange d’eau cométaire et d’eau mantellique.

[4] Mars Global Surveyor a découvert les traces d’un magnétisme rémanent fossile dans les hauts plateaux de l'hémisphère sud, régions les plus anciennes de la planète et qui correspondraient à un gigantesque continent sur Terre. Ces reliques magnétiques prouvent que Mars possédait alors dans un champ magnétique actif global.

[5] « Les manuels de biologie parlent souvent de variations «au hasard ». Ce n'est pas vrai au sens strict. Les variations ne se font pas au hasard, dans le sens littéral où elles seraient également probables dans toutes les directions ; chez les éléphants, il ne se produira jamais de variations génétiques déterminant la formation d'ailes. Mais l'emploi du terme «hasard» a pour but de faire ressortir une notion cruciale : sur le plan génétique, rien ne prédispose les organismes à varier dans des directions adaptatives. Si l'environnement change de telle sorte qu'il favorise les organismes plus petits, les mutations génétiques ne se mettent pas à produire des variations orientées dans le sens d'une diminution de la taille. En d'autres termes, la variation elle-même n'a pas de composante directionnelle. La sélection naturelle est l'agent du changement évolutif ; la variation organique est seulement le matériau brut. »

[6] La diagenèse est la suite des transformations qui transforment une vase sédimentaire née dans l'hydrosphère en roche de la géosphère. Elle se produit là où la minéralogie de la roche devient instable en raison du changement soit des conditions (P,T) soit de la chimie du sédiment. Elle transforme le sable en grés, la boue en argile en marne ou en calcaire, etc. Elle se déroule en plusieurs étapes dont les principales sont la compaction, l'authigénisation et la cimentation:

La compaction résulte de l'évacuation de l'eau sous le poids du squelette solide du sédiment. Elle peut conduire des phénomènes de dissolution partielle de ce squelette aux points de contact entre les grains

L'authigenisation est la production par précipitation ou réaction de substances minérales dissoutes dans l’eau interstitielle (quartz = SiO₂, calcite = CaCO₃, hématite = Fe(OH)₃nH₂O ; Argile = silico-aluminate complexe et de composition variable)

La Cimentation utilise les minéraux authigènes pour souder entre elles les particules, d’un sable par exemple. Es principaux ciments observés sont : calcaire (CaCO₃) ; dolomitique (CaMg(CO₃)₂) ; siliceux (SiO₂)