Atmosphère et apparition de la vie

La Terre se forme il y a environ 4,6 milliards d’années. L’atmosphère primitive est très différente de l’atmosphère actuelle : les modèles de sa composition retiennent notamment la vapeur d’eau, le dioxyde de carbone et le diazote. Sa composition exacte n’est pas directement mesurée comme celle de l’air actuel ; elle est reconstruite à partir de données et de modèles. Il ne faut donc pas lui attribuer les pourcentages d’aujourd’hui.

Dans l’air sec actuel, le diazote représente environ 78 % et le dioxygène environ 21 % du volume. Le reste comprend notamment l’argon et des gaz présents en faibles proportions, comme le dioxyde de carbone. La vapeur d’eau varie avec les conditions atmosphériques et n’est pas incluse dans ces proportions d’air sec. Un gaz peu abondant peut avoir un rôle important : la proportion seule ne détermine ni son action chimique ni son influence radiative.

Le refroidissement de la surface terrestre permet la condensation de la vapeur d’eau et la constitution de l’hydrosphère. La présence d’eau liquide a fourni un milieu favorable au développement de la vie. Cela ne signifie pas que l’eau crée spontanément la vie, ni que l’on connaisse toutes les étapes de son apparition. La recherche distingue les conditions de possibilité, les traces observées et les mécanismes encore discutés.

Pour lire un diagramme d’état, commence par les deux grandeurs des axes : température et pression. Place le point correspondant à la situation, puis identifie le domaine où il se trouve. Sur une frontière, deux phases peuvent coexister. La figure ci-dessus est une coupe à pression fixée, voisine d’un bar : elle ne remplace pas le diagramme complet. À une autre pression, on doit utiliser d’autres limites ; l’eau ne bout pas toujours à la même température.

Les organismes photosynthétiques utilisent une énergie lumineuse pour fabriquer de la matière organique à partir de matière minérale. Pour la photosynthèse oxygénique, un bilan simplifié s’écrit : 6 CO₂ + 6 H₂O → C₆H₁₂O₆ + 6 O₂, avec apport d’énergie lumineuse. Ce bilan résume de nombreuses réactions ; le dioxygène libéré provient de l’eau. Les cyanobactéries ont joué un rôle majeur dans l’oxygénation des milieux.

Le programme retient des traces de bactéries photosynthétiques remontant à au moins 3,5 milliards d’années. Certaines structures rocheuses, les stromatolites, résultent de l’activité de communautés microbiennes. Leur étude contribue à reconstruire des milieux anciens, mais une forme rocheuse isolée ne suffit pas à identifier précisément un métabolisme. Il faut croiser la structure, la composition chimique, la datation et les comparaisons avec des processus actuels.

Le dioxygène produit dans les océans peut réagir avec des substances réduites, notamment le fer dissous. L’oxydation du fer contribue à la formation de dépôts dont certains sont conservés dans les formations de fer rubané. Tant que les consommations sont importantes, une production de dioxygène n’entraîne pas nécessairement une augmentation comparable dans l’air. L’accumulation atmosphérique devient importante vers 2,4 milliards d’années, bien après les premières traces de photosynthèse.

Un réservoir est un compartiment du système qui contient une substance : atmosphère, océans, êtres vivants ou roches. Le stock est la quantité de cette substance présente dans le réservoir à un instant donné. Un flux est une quantité transférée par unité de temps. Confondre les deux empêche de comprendre un bilan. Un réservoir peut être grand tout en échangeant rapidement une partie de son contenu ; un flux important peut être compensé par un autre. On doit toujours comparer des quantités exprimées dans des unités compatibles.

La photosynthèse oxygénique consomme du CO₂ et libère du dioxygène O₂. La respiration aérobie consomme du dioxygène O₂ et libère du CO₂ en oxydant de la matière organique. La décomposition et les combustions interviennent aussi dans les échanges. À l’échelle d’un écosystème, le bilan dépend de la production de matière organique, de sa consommation, de sa dégradation et de son stockage. Compter seulement la photosynthèse surestime donc l’accumulation nette de dioxygène.

Le carbone circule aussi entre atmosphère et océan, et peut être stocké durablement dans les roches. La fossilisation d’une petite partie de la matière organique et sa conservation dans les sédiments se jouent sur des durées très longues. La combustion de ressources fossiles remet rapidement dans l’atmosphère du carbone auparavant soustrait aux échanges rapides. Les quantités de carbone et celles de dioxygène sont liées par des réactions, mais ce sont des grandeurs différentes.

Le dioxygène transforme les conditions d’existence des êtres vivants. Il permet la respiration aérobie, mais peut aussi être toxique pour des organismes qui ne disposent pas des mécanismes de protection nécessaires. L’oxygénation n’est donc pas un progrès uniforme pour toute forme de vie. Elle modifie les milieux et les possibilités de diversification. Des organismes vivant sans dioxygène existent encore dans des environnements adaptés.

Dans la stratosphère, des réactions sous l’action du rayonnement ultraviolet produisent de l’ozone, O₃, à partir du dioxygène. L’ozone absorbe une partie des ultraviolets solaires. Pour comprendre la protection, on compare les domaines de longueurs d’onde absorbées par l’ozone et celles qui endommagent l’ADN. Leur recouvrement explique qu’une partie du rayonnement capable d’altérer l’ADN soit arrêtée avant d’atteindre le sol.

Sur un spectre, l’axe horizontal indique la longueur d’onde ; l’axe vertical doit être lu avec son unité ou sa normalisation. Une absorption élevée signifie que le milieu retire davantage de rayonnement incident dans ce domaine. Comparer deux courbes normalisées permet de repérer des domaines communs, mais pas de calculer directement une quantité d’ADN détruite. L’altitude et la concentration des gaz comptent aussi. L’ozone stratosphérique et l’ozone près du sol n’ont pas le même rôle pour les organismes.