Le Précambrien : les bactéries, la tectonique des plaques et l’oxygène (2/2)

par Prof. dr Alain Préat, Université libre de Bruxelles
Texte publié (05/2018)

 

Résumé : L’oxygène n’est pas apparu aussi brutalement qu’on le pensait sur notre planète (nb: première partie 1/2, ici).

Malgré un apport en oxygène lié aux cyanobactéries dès l’Archéen, ce ne se sont pas ces microorganismes qui sont à la base de la première grande ‘révolution’ de l’oxygène qui a eu lieu à la limite Archéen/Paléoprotérozoïque (il y a 2,5 milliards d’années) dans l’atmosphère, lors du Grand Evénement d’Oxydation. Ce sont les processus liés au cycle de la tectonique des plaques (activité mantellique et périodes intenses d’érosion/altération) qui ont contribué de manière déterminante à l’augmentation de la concentration de l’oxygène atmosphérique vers 2,5 milliards d’années. Les deux principaux processus responsables de cette augmentation sont liés à l’enfouissement de la matière organique et de la pyrite (= FeS2). L’altération des séries riches en ces deux composants conditionnera ensuite pendant près d’un milliard d’années la composition chimique des océans en oxygène, soufre et fer. Au cours du temps, l’oxygène proviendra de l’activité des cyanobactéries et l’atmosphère réductrice du début de l’Archéen sera remplacée par une atmosphère oxydante à la fin du Précambrien.

Abstract : Oxygen did not appear as abruptly as we thought on our planet.

Despite an oxygen supply related to cyanobacteria, since the Archean, it is not these microorganisms that are at the base of the first great oxygen revolution that took place at the Archean/Paleoproterozoic boundary (2.5 billion years) in the atmosphere during the Great Oxidation Event. Two processes related to the cycle of plate tectonics (mantle activity and intense periods of erosion/weathering) were mostly involved in the increase of the of atmospheric oxygen concentration 2.5 billion years ago. These two main processes are related to the burial of organic matter and those of pyrite(= FeS2) The alteration of series with high contents of the two elements will then condition for nearly a billion of years the oxygen, sulfur and iron chemical composition of the oceans. The oxygen will finally come from the activity of cyanobacteria and the early Archean reducing atmosphere will be replaced by an oxidizing atmosphere at the end of the Precambrian.


Avertissement : les dias recouvrant en grande partie cet article sont ici

 6/ Le ‘GOE’ ou transition d’un monde archéen sans oxygène à un monde protérozoïque oxygéné

6.1. Le ‘Great Oxidation Event’

Comme souligné précédemment, les séries ou roches précambriennes ont perdu l’essentiel de leur information primaire suite au métamorphisme et recyclages orogéniques.

Pourtant vers 2,5-2,4 Ga un événement majeur a eu lieu ; il fut mis pour la première fois en évidence à partir des compositions isotopiques du carbone dans les roches carbonatées et dans les résidus de matière organique (Kahru & Holland, 1996). Ensuite d’autres ‘proxies’ ou indicateurs (voir ci-dessous) ont confirmé l’existence de cet événement. Ce dernier est connu sous le sigle de GOE pour ‘Great Oxidation Event’ et la pression partielle d’oxygène est passée vers 2,5 Ga de bien moins de 1% à environ 1 à 10 % (pour certains > 15%) de l’actuelle, pour culminer vers 2,2-2,1 Ga lors de l’Evènement Lomagundi-Jatuli (voir ci-dessous, 6.2). On passe donc sur un peu plus de 300 Ma à la transition Archéen/Protérozoïque d’une atmosphère réductrice à une atmosphère oxydante. Le début du GOE est marqué par une période d’oxydation intense de la pyrite en milieu continental (Canfield, 1998 ; Canfield & Raiswell, 1999 ; Konhauser et al., 2011), la disparition des minéraux sensibles aux conditions d’oxydo-réduction et l’apparition des ‘red beds’ ou ‘couches rouges. De nombreux ‘indices’ accompagnent cette transition, citons par exemple avant la période de transition les paléosols peu ou pas oxydés, la présence d’uraninite, de chromite, de pyrite détritiques dans des grès, de dépôts d’uranium, des ‘banded iron formation (ou ’BIF’, voir 6.5)

6.2. L’excursion Lomagundi : que montrent les isotopes du carbone?

Pour le carbone on mesure le rapport de ses deux isotopes stables, à savoir 13C /12C exprimé par δ13C en ‰, la valeur obtenue exprime la déviation d’un échantillon (ici des carbonates ou de la matière organique) par rapport à un standard international (Hoefs, 1982). Les valeurs de ce rapport varient généralement entre -50‰ et +10‰ suivant le type de réservoir carbonatés (Trumbore & Druffel, 1995). Ce rapport est resté assez constant (autour de δ13C = 0 ‰), sans variations importantes, durant un milliard d’années entre 2 Ga et 1 Ga, ce qui vaut à cette période l’appellation de ‘Boring Billion’ ou ‘Milliard Ennuyeux’ (Knoll, 2003). Il en est de même au cours de l’Archéen. Par contre, la plus grande excursion ou fluctuation positive des rapports isotopiques du carbone au cours des temps géologiques (Kahru& Holland, 1996 ; Melezhik et al., 2007 ; Partin et al., 2013) apparaît entre 2,3 Ga et 2,0 Ga [2,22 Ga -2,06 Ga in Canfield, 2014 ou 2,33-2,06 in Sial et al., 2015] au Paléoprotérozoïque (Figure 1), avec des valeurs très élevées de δ13C atteignant + 15‰. Cette excursion est mondiale et porte le nom d’Evénement Lomagundi-Jatuli en raison de sa découverte au Zimbabwe et en Scandinavie. Elle aurait duré entre 128 ± 9 Ma et 249 ±9 Ma suivant les différents auteurs (Partin et al ; 2013, Deconinck, 2017), soit par exemple l’équivalent de la durée du Jurassique et/ou du Crétacé. D’autres excursions de fortes ampleurs, mais négatives, ont été répertoriées dans le Néoprotérozoïque, où elles sont associées à plusieurs glaciations avec chute drastique de la productivité organique, et dans le Phanérozoïque, associées à des événements anoxiques, avec la formation de ‘black shales’ (ancien terme équivalent = ampélites) (Gradstein et al., 2012). Les valeurs très élevées du δ13C observées dans l’Evénement Lomagundi-Jatuli suggèrent une accumulation de grandes quantités de matière organique, avec sans doute un flux de carbone organique trois fois plus important que durant le Phanérozoïque. De tels piégeages de matière organique dans les sédiments paléoprotérozoïques ont nécessité des bassins sédimentaires fortement subsidents, tels ceux du Francevillien au Gabon, afin de préserver la matière organique de toute altération (Préat et al., 2011 ; Bouton et al., 2012). On voit l’importance de la tectonique des plaques, ici liée à l’évolution du supercontinent ‘Kenorland’ (Eriksson & Catuneanu, 2004 ; Reddy & Evans, 2009) pour la mise en place de tels bassins.

Pour bien comprendre la signification de l’Evénement Lomagundi-Jatuli, il convient de replacer temporellement cet épisode : l’Evénement intervient juste après le GOE, après les glaciations huroniennes (ou ‘Glaciation Makganyena’) (Kopp et al., 2005 ; Tang & Chen, 2013) et durant un intervalle sans formation de BIF, alors que ces derniers furent très abondant à l’Archéen et au début du Protérozoïque (Canfield, 2014).

De plus c’est la première fois au cours de l’histoire de la Terre qu’apparaissent de grandes quantités d’évaporites marines sulfatées, et vers la fin de l’Evénement Lomagundi-Jatuli ont lieu les premières accumulations importantes de phosphates (Planavsky et al., 2012). Ces modifications dans les océans sont probablement déclenchées par l’oxygénation de l’atmosphère, sans que le détail ne soit encore bien établi (Planavsky et al., 2012). Le scénario pourrait cependant être le suivant (Deconinck, 2017) : avec l’apparition des sulfates vers 2,3-2,2 Ga, l’atmosphère suffisamment riche en oxygène favorise l’oxydation de la pyrite (altération continentale) avec libération d’acide sulfurique acidifiant les sols. En milieu acide, l’apatite (phosphate de calcium) est plus facilement soluble et le phosphore est libéré. En tant qu’un des nutriments majeurs à côté de l’azote également associé, il aurait favorisé la bioproductivité (utilisant préférentiellement le 12C) dans les océans menant à une accumulation massive de matière organique dans les sédiments. Les carbonates associés qui se forment sont alors fortement enrichis en 13C, le 12C ayant été soustrait par les organismes), et à l’origine de l’Evénement Lomagundi-Jatuli (Kahru & Holland, 1996 ; Planavsky et al., 2012). Rappelons que les microorganismes (mais aussi les plantes) utilisent préférentiellement le 12C par rapport au 13C dans leur métabolisme.

Suivant Kahru & Holland (1996),l’excursion Lomagundi est une réponse à une augmentation de 10 à 20x de la teneur en oxygène par rapport à celle qui prévalait à l’Archéen. Cela représente 1 à 10% valeur actuelle.

6.3. L’excursion Lomagundi et le GOE : que montrent les isotopes du soufre ?

Les isotopes du soufre sont d’une très grande utilité dans la thématique de l’apparition de l’oxygène. Parmi les 4 isotopes stables (32S, 33S,34S, 36S), c’est le rapport 34S/32S ou δ34S, parfois 33S/32S ou δ33S qui est à considérer (Vidal,1994). La majorité des fractionnements isotopiques (c’est-à-dire le fait qu’un isotope s’incorpore à une phase plutôt qu’à une autre) dépend de la différence de masse entre les isotopes d’un même élément. Pour le soufre, le fractionnement entre le 33S et le 32S est 0,5 fois celui du 34S par rapport au 32S (Domagal-Goldman et al., 2011). Lorsque cette proportion est respectée le fractionnement est alors dit ‘dépendant de la masse’ (on note ∆33S = δ33S -0,515x δ34S, donnant une valeur nulle ou proche de zéro). Les roches archéennes plus vieilles que 2,4-2,5 Ga ne suivent pas ce fractionnement de masse et on parle alors de ‘fractionnement indépendant de la masse’ ou ‘MIF’en anglais (Farquhar et al., 2000, 2001 ; Pavlov & Kasting, 2002 ; Farquhar & Wing, 2003). Les MIF sont principalement associés aux réactions photochimiques liées à la dissociation des molécules de SO(pour former des molécules de soufre élémentaire et des sulfates) lorsque la Terre était transparente au rayonnement ultraviolet solaire et n’était pas protégée comme aujourd’hui par la couche d’ozone (O3). Le soufre ainsi formé présente une anomalie des rapports isotopiques (∆33S) positive et les sulfates une anomalie négative. La préservation du fractionnement indépendant de masse n’a lieu que pour des teneurs atmosphérique en oxygène inférieure à 0,001 % de la teneur actuelle (in Canfield, 2014). Depuis 2,3-2,4 Ga les anomalies de ∆33S ne sont plus observées, ce qui traduit la mise en place de la couche d’ozone au passage de l’oxygène dans l’atmosphère. Une période de transition de 100 à 200 Ma de durée s’observe ainsi dès le début du Paléoprotérozoïque, avec le passage de teneur en oxygène d’environ 0,0001% à 0,001% ou plus (Kump, 2008).

Il faut aussi noter que des épisodes d’oxydation ont eu lieu épisodiquement avant le GOE (Anbar et al., 2007), suite à des ‘bouffées’ d’oxygène (‘whiff’). L’origine de ces ‘bouffées’ d’oxygène ont fait l’objet de nombreuses discussions, car si les cyanobactéries étaient présentes ces épisodes d’oxydation auraient sans doute été beaucoup plus conséquents. Finalement, c’est l’oxygène présent dans les océans qui est devenu relativement et temporairement plus abondant suite à des ralentissements de l’activité volcanique abaissant la concentration des gaz réagissant avec l’oxygène. Chaque ‘bouffée’ correspond à une rupture de l’équilibre de la teneur de l’oxygène déterminée par les rapports des activités volcaniques et des cyanobactéries (Canfield, 2017). On voit à nouveau l’importance de la tectonique des plaques conditionnant l’activité volcanique dans la concentration de l’oxygène (atmosphérique et océanique).

6.4. L’excursion Lomagundi et le GOE : que montrent la chimie des éléments et les minéraux ?

L’Archéen était donc caractérisé par une absence d’atmosphère oxygénée (< 0,001% de la concentration actuelle, Ohmoto, 2004, Canfield, 2014 ; Laakso & Schrag, 2017), il n’y avait pas de couche d’ozone, et ce sont les processus de photo-dissociation (interaction avec les UV) qui dominaient dans l’atmosphère réductrice. La minéralogie confirme cette atmosphère réductrice puisque les sédiments contiennent des uraninites et pyrites détritiques dans des sables de rivière archéens. Dans une atmosphère oxygénée comme celle d’aujourd’hui, le soufre est délivré sous forme de sulfates dans les océans, à partir de la dissolution des pyrites ou des évaporites (gypse), les pyrites et uraninites ne peuvent plus être détritiques puisque oxydées et dissoutes par l’altération. Dès le début du Paléoprotérozoïque (à partir de 2,2 Ga), ces phénomènes d’oxydation entraînent la formation des ‘red beds’ ou sédiments continentaux de couleur rouge riches en oxydes de fer (hématite). Ces sédiments ne se rencontrent pas à l’Archéen. Dans l’atmosphère réductrice archéenne la source du soufre était majoritairement le SO(parfois H2S) d’origine volcanique c’est-à-dire mantellique, sans intervention de bactéries sulftato-réductrices, les sulfates n’étant pas encore assez abondants.

Ces résultats sont confirmés sans équivoque par l’analyse des concentrations et des compositions isotopiques d’éléments très sensibles aux réactions d’oxydo-réduction tels Mo, Re , Os, U, Cr, V, etc. et des rapports de leurs concentrations, par exemple Re/Al2O3, Mo/Al2O3, etc., Asael et. 2013, 2018 ; Goto et al., 2013). Prenons le cas d’un de ces éléments, le Mo : dans une atmosphère réductrice, le sulfure de molybdène est stable et est associé ou non à la pyrite dans les roches archéennes. Par contre, dès le Paléoprotérozoïque, avec une atmosphère plus riche en oxygène, le molybdène est stable sous forme de molybdate (MoO42, forme oxydée et mobile) et repris tel quel dans les rivières et les océans. Il n’y a alors plus de sulfures de molybdène détritiques. Une étude détaillée des concentrations et des compositions isotopiques de ces éléments très sensibles aux réactions d’oxydo-réduction (exemple de 192Os, 178Os/188Os,98Mo/95Mo, etc.), dans le Supergroupe Huronien du sud de l’Ontario (Hannah et al., 2004 ; Sekine et al., 2011 ) a montré que la transition atmosphère réduite/ atmosphère oxydante s’est déroulée il y a 2,3 Ga ± 0,2 Ga, au Paléoprotérozoïque inférieur.

6.5. Que nous apprennent les ‘BIF’ ?

L’Evénement Lomagundi-Jatuli suit donc le GOE de 0,2 à 0,3 Ga et la concentration d’oxygène augmente suffisamment pour la formation des BIF (Canfield 2014). Ces derniers sont surtout abondants à l’Archéen (entre 2,7 et 2,5 Ga) et au début du Protérozoïque et ne se sont presque plus formés après 1,9-1,8 Ga, même s’ils sont encore ponctuellement présents au Néoprotérozoïque (Ohmoto, 2004). Les BIF sont des roches sédimentaires biochimiques, finement laminaires montrant une alternance de niveaux rouges siliceux (silice/chert = 40 à 50%) et de niveaux gris très riches en fer (15-35%) sous forme d’hématite, de magnétite, parfois de sidérite et de pyrite (Bekker et al., 2010 ; Evans et al., 2013 ; Johnson et al., 2013). Les BIF constituent des gisements de fer de grande importance, très bien étudiés (Zhu et al., 2014) ; ils constituent la principale source de fer dans le monde etfont par exemple la fortune d’Arcelor Mittal. Les études pétrographiques et géochimiques détaillées (terres rares, isotopes, etc.) suggèrent que ces sédiments se sont formés en milieu marin relativement peu oxygéné (anomalie négative en cérium), sous la zone d’action des tempêtes dans l’offshore supérieur ou un peu plus profond. Ils se seraient formés suite à l’activité de bactéries phototrophiques anoxygéniques ou de ferro-bactéries oxydantes phototrophiques à partir du fer ferreux dissous dans l’eau de mer. La concentration d’oxygène était de l’ordre de un millième de sa valeur actuelle (Kump, 1998).

Que nous apprennent donc les BIF ? Une très abondante littérature ‘sujette à discussion’ leur est consacrée (Klein, 2005 ; Posth et al., 2011 ; Evans et al., 2013) et ne peut être résumée ici. Le sujet est effectivement difficile d’étude car la plupart des BIF ont subi un métamorphisme sévère qui a oblitéré leurs caractéristiques originelles et de plus, ils ne se forment plus aujourd’hui. Ils s’étalent sur une relative longue période et se sont plus que probablement formés suite à l’activité de cyanobactéries s’étant développées dans des écosystèmes qui précédaient le GOE. Ce point lié à l’activité de cyanobactéries (Kappler et al. 2005) fait plutôt l’objet d’un consensus que d’une démonstration sensu stricto, les arguments majeurs sur la présence des cyanobactéries étant un fractionnement isotopique du carbone dans des structures filamenteuses et la présence de stéranes, un biomarqueur caractéristique.

En conséquence, si les cyanobactéries sont à l’origine de la production d’oxygène avant le GOE (rappelons qu’elles sont présentes depuis plus d’un demi-milliard d’années à ce moment), quel serait le processus à l’origine d’une forte augmentation de l’oxygène durant les 200 à 300 Ma qu’a duré le GOE, marqué par une très forte représentation des BIF ? Une augmentation de la teneur en oxygène liée à un enfouissement massif de pyrite (équation 1, 5.3 ci-dessus) peut être écartée car il n’a jamais été observé dans les séries concernées. Ensuite, c’est-à-dire juste après le GOE, plus aucun BIF ne s’est formé (sauf ponctuellement dans le Néoprotérozoïque) car les océans devaient être fortement ventilés et suffisamment oxygénés, de sorte que le fer réduit ne pouvait plus s’accumuler. Pour atteindre cette situation, la concentration en oxygène atmosphérique devrait être voisine de 40 % à 50 % (Holland, 2009) ce qui est beaucoup trop élevé selon Canfield (2014).

Pour sortir de cette contradiction, il faut se reporter à l’évolution de la différence des compositions isotopiques du soufre dans les sulfates et les sulfures depuis 3,5 Ga (Raiswell and Canfield, 2012). Elle se marque, après le GOE, par une très forte augmentation de cette différence, suite à une augmentation de la concentration en sulfate dans l’océan et à une augmentation de l’oxydation des minéraux sulfurés sur le continent qui délivrent les sulfates dans le milieu marin. Cette différence des compositions isotopiques du soufre est liée à l’activité des bactéries sulfato-réductrices privilégiant le 32S par rapport au 34S. Au final le flux de sulfates est plus intense vers les océans ce qui a augmenté l’activité des bactéries sulfato-réductrices enrichissant l’océan en sulfures. D’autres hypothèses plus récentes font appel à des mécanismes impliquant davantage le CO2et les carbonates (Thibon et al. 2019). Le fer réduit est alors parfois utilisé pour la formation de la pyrite et les BIF peuvent se former (Raiswell et al. 2011).

6.6. Les océans sulfidiques ou ‘Océan de Canfield’

La conclusion majeure est que le fer réduit dissous n’a pas été oxydé par l’oxygène mais par la réaction avec les ions sulfures (Canfield, 2014) ou avec d’autres composés (par exemple le CO2, Thibon et al., 2019). Ceci a conduit à supposer l’existence d’un nouveau type d’océan anoxique (ou très faiblement oxygéné) au Précambrien, appelé ‘Océan de Canfield’ (Canfield, 1998 ; Poulton et al., 2004 ; Lyons et al. 2009, 2014), avec formation de black shales dans des environnements euxiniques, donc très riches en sulfures (Figure 3). Les eaux profondes sont anoxiques et le fer réduit atteint les parties superficielles des océans suite à des upwellings, il n’est pas oxydé par l’oxygène qui est à des concentrations très faibles dans l’‘Océan de Canfield’. En effet, ces concentrations faibles sont une conséquence de l’Evénement Lomagundi, les quantités massives de matière organique enfouies lors de cet événement son altérées/érodés quelques dizaines à centaines de millions d’années plus tard (cf. cycles orogéniques) et entretiennent alors un puits à oxygène suivant l’équation 2 (cf. 5.3 partie 1/2). Cette altération massive constitue un puits à oxygène. L’altération de la pyrite ayant lieu dans les mêmes conditions, le fer est également soumis à des flux du continent vers les océans, et lorsque les flux sont plus importants que la production des sulfures par les bactéries sulfato-réductrices, l’Océan de Canfield devient ferrugineux et non plus sulfidique. Si les flux sont encore plus importants des BIF peuvent se former.

Finalement, bien que les BIF ‘disparaissent’ à 1.8 Ga, ce n’est pas l’oxygène qui a empêché l’accumulation de fer réduit dans les océans, mais la réduction sulfato-bactérienne dans des océans sulfidiques de type ‘Canfield Ocean’. Les océans de ce type, caractérisés par des conditions euxiniques dans les grands fonds marins ont ainsi permis l’arrêt de dépôts ferrugineux dans les sédiments océaniques.

L’ensemble de ces processus ont lieu tout au long du ‘Boring Billion’ initié vers 2,0 Ga avec l’apparition massive du réservoir sulfaté, lié à l’activité des bactéries sulfato-réductrices à partir de la pyrite des séries géologiques liées à l’Evénement Lomagundi dès qu’elles furent soumises à l’altération suite à la tectonique.L’atmosphère au cours de cette période contenait assez d’oxygène pour oxyder les sulfures terrestres mais pas assez pour maintenir un océan oxygéné. L’altération des sulfures a ainsi provoqué un enrichissement en sulfates des océans via les rivières et les ions sulfates deviennent l’oxydant le plus abondant dans l’océan profond. Suite à la réduction sulfatée bactérienne, le milieu devient euxinique. L’océan devient riche également en Fe2+et H2S, et vers 1.8 Ga la concentration du fer ferreux augmente suite au dégazage de H2S lié à une chémocline de faible profondeur ou à un enfouissement/piégeage de la pyrite).

Finalement le ‘Boring Billion’ n’est pas aussi ‘boring’ ou ‘ennuyeux’ qu’on ne pouvait le penser.

En effet de nombreux indicateurs ou proxies (minéralogie, isotopes d’éléments sensibles aux réactions d’oxydo-réduction, matière organique etc., Partin et al., 2013 ; Asael et al., 2018) ont montré que les océans profonds étaient anoxiques et riches en fer avant et après le GOE. Ils n’étaient donc pas oxygénés comme on le suggérait antérieurement. Les BIF très abondants avant le GOE disparaissent avec le GOE, cette période correspondant avec l’arrivée de sulfates dans les océans, suite à l’altération dans une atmosphère devenue oxygénée (GOE et cyanobactéries) des sulfures présents sur les continents dans les séries marines soumises aux cycles orogéniques. Cet état océanique avec des teneurs sulfidiques élevées sera la règle entre 1,85 et 0, 8 Ga.

Ayant parcouru l’ensemble des processus biologiques et physico-chimiques ayant affecté la composition chimique des océans et de l’atmosphère, leur évolution peut se ramener à trois phases, de l’Archéen à aujourd’hui (Figure 3).

Figure 3 : Evolution des compositions chimiques et des organismes des océans en trois phases majeures. A l’Archéen, les océans contiennent peu d’oxygène et sont relativement riches en fer (colonne de gauche), alors que dans les océans modernes (colonne de droite) l’oxygène est abondant et le fer en quantité limitée. Entre ces deux phases, un long intervalle d’un peu plus de 1 milliard d’années est caractérisé par des océans avec des concentrations modérées d’oxygène en surface et des eaux plus profondes riches en H2S en présence de quantités limitées de fer, de molybdène et d’autres éléments en traces importants dans les cycles biologiques. La colonne centrale représente l’Océan de Canfield et caractérise le ‘Boring Billion’. L’H2S produit (suite à la présence des sulfates, cf. texte) réagit avec le fer ferreux pour former la pyrite. Le fer ferreux n’est donc pas consommé par l’oxygène durant cet intervalle de temps, mais par l’H2S. L’Evénement Lomagundi-Jatuli a lieu à environ 2,1 Ga dans le GOE (Great Oxidation Event), marqué par une très forte production d’oxygène. Le début du GOE est marqué par l’oxydation de la pyrite sur les cratons et la disparition des minéraux détritiques sensibles aux conditions d’oxydo-réduction des éléments chalcophiles ou sidérophiles (uraninite, sidérite, pyrite , molybénite… cf. texte). Les deux grands épisodes ‘Terre Boule de Neige’ à 2,3 Ga (Glaciation Makganyena ) et 0,635 (Glaciation Marinoenne), et d’autres événements glaciaires moins importants, ne sont pas reportés, ni discutés dans le texte. Modifié d’après Knoll (2003).

7/ Conclusion, l’oxygène à travers les temps géologiques

Le Précambrien nous révèle que l’état de notre Planète n’a jamais été figé et qu’au contraire, à travers l’interactions de processus à différentes échelles, cet état est dynamique et évolutif au gré de l’interaction des processus. Nous nous situons aujourd’hui à la moitié de l’histoire de notre Planète liée à celle du Soleil et de son système. Il est difficile, voire impossible de prévoir, prédire ? la suite des événements, car de nombreuses situations ou évolutions sont possibles, si on se réfère par exemple à l’état des autres planètes du système solaire. Néanmoins la ‘satisfaction’ est déjà au rendez-vous, satisfaction de constater les immenses progrès réalisés en à peine trente ans environ qui ont effectivement décortiqués la première partie de l’histoire de notre Planète dont le Précambrien représente près de 90% de sa durée. Cette connaissance est une grande réussite de la géologie qui a su ajouter à sa démarche plus traditionnelle mais fondamentale (cartographie, stratigraphie) un arsenal de nouvelles disciplines supportées par des moyens d’analyses sans précédent (géophysique, géochimie, minéralogie…), également en liaison avec la physique (par exemple l’astrophysique), la chimie (par exemple les isotopes) et la biologie (par exemple les biomarqueurs) pour ne citer que les disciplines les importantes liées au sujet.

Cette histoire précambrienne de la Terre nous a surtout montré l’interaction étroite entre la tectonique des plaques (surtout à travers les gaz volcaniques et aussi l’évolution des bassins sédimentaires) et l’activité des bactéries. Même si les mécanismes et le moment même de l’apparition de la vie ne sont pas encore connus, l’interaction des bactéries avec les processus physico-chimiques affectant la Terre sont maintenant bien établis. L’eau est apparue très rapidement sur notre planète, les systèmes microbiens également. Les conditions physico-chimiques de l’Archéen montrent que les premiers microorganismes se sont développés dans des milieux anaérobiques avec des teneurs en oxygène ne dépassant pas 0,001 % de la teneur actuelle, jusqu’à environ 2,5-2,4 Ga où la teneur en oxygène ‘fait un saut’ atteignant 1 à 10 % de la teneur actuelle, avant de retomber pendant un court instant (100 à 200 Ma quand même !) entre 0,001% et 0,1% de la teneur actuelle. Elle repasse ensuite à 1 à 10 % jusqu’à la transition Précambrien/Cambrien il y a 541 Ma où elle passe au-dessus de 10 % avant d’attendre très vite sa valeur actuelle, avec même deux périodes avec des valeurs plus élevées (Carbonifère/Permien et Eocène, in Préat, 2016) et variant d’environ 70 à 170% de sa valeur actuelle au Phanérozoïque (Berner, 2009). Les teneurs mentionnées ci-dessous (Kump, 2008 ; Canfield, 2014) sont celles qui sont les plus probables, chacune d’entre elles peut être différente d’un facteur 10 (avec une valeur plus élevée ou moins élevée) en fonction de conditions plus locales ou régionales. La teneur en oxygène était initialement surtout pilotée par les processus géologiques (tectonique des plaques au sens large) qui ont interagi avec les premiers écosytèmes microbiens, en milieux anaérobiques. Finalement, les écosystèmes microbiens (cyanobactéries) se sont développés en produisant de l’oxygène et ont modifié progressivement la composition de l’atmosphère de réductrice à oxydante. Les taux d’enfouissement de la pyrite et de la matière organique, liés à l’évolution des bassins sédimentaires ont contrôlé la teneur de l’oxygène dans l’atmosphère précambrienne (etaussi phanérozoïque). La première révolution fut marquée par le ‘GOE’ vers 2,5 Ga. Avant l’avènement de cet oxygène microbien, les océans étaient riches en fer ferreux et l’évolution de leur chimie dépendaient des concentrations relatives en fer et en sulfates, donnant lieux aux océans sulfidiques (euxiniques) et ferrifères. La formation des BIF est lié à l’évolution de ces océans. Tout comme pour l’enfouissement de la pyrite et de la matière organique, les concentrations de sulfates dépendaient des processus d’altération des séries géologiques suite aux orogènes. C’est ce qui permet par exemple d’expliquer la baisse de la teneur d’oxygène après l’Evénement Lomagundi.

Bien d’autres événements ont eu lieu durant le Précambrien et ne peuvent être abordés ici. Citons notamment les glaciations (surtout du Néoprotérozoïque avec la ‘Terre Boule de Neige’ (Hoffman, 1999 ; Hoffman & Schrag, 2002) et aussi la formation des plus grands gisements d’or et de manganèse (Hutchinson, 1987 ; Maynard, 2017), et bien entendu le développement des Métazoaires au sortir du Précambrien. Toutes ces thématiques sont liées à la composition chimique des atmosphères et océans précambriens.

Le Précambrien, de ‘mal connu’ il y a quelques dizaines d’années est aujourd’hui digne des nombreuses études détaillées caractérisant le Phanérozoïque.

 

 

 

 

Notes (parties 1 et 2)

Altermann, W. 2004. Evolution of life and Precambrian geobiology. In : The Precambrian Earth, Tempos and Events, Eriksson, P.G., Altermann, W., Nelson, D.R., Catuneanu, O. (Eds.), Chapter 6, 513-591, Elsevier.

Anbar, A.D., Duan, Y., Lyons, T.W., Arnold, G.L., Kendall, B., Creaser, R.A., Kaufman, A.J., Gordon, G.W., Scott, C., Garvin, J., Buick, R. 2007. A whiff of oxygen before the Great Oxidation event? Science317, 1903–1906.

Asael, D., Tissot, F.L.H., Reinhard, C.T., Rouxel, O., Dauphas, N., Lyons, T.W., Ponzevera, E., Liorzou, C., Chéron, S. 2013. Coupled molydbenum, iron and uranium stable isotopes as oceanic paleoredox proxies during the Paleoproterozoic Shunga Event. Chemical Geology, 362 :193-210.

Asael, D., Rouxel, O., Poulton, S.W., Lyons, T.W., Bekker, A. 2018. Molybdenum record from black shales indicates oscillating atmospheric oxygen levels in the early Paleoproterozoic. American Journal of Science, 318(3) : 275-299.

Bekker, A., Slack, J.F., Planavsky, N., Krapez B., Hofmann, A., Konhauser, K.O., Rouxel, O.J. 2010. Iron formation : The sedimentary product of a complex interplay among mantle, tectonic, oceanic, and biospheric processes. Economic Geology, 105 : 467-508.

Berner, R.A. 1995. Chemical weathering and its effect on atmospheric CO2and climate. Rev. Mineralogy, 31 : 565-583.

Berner, R.A. 2009. Phanerozoic atmospheric oxygen : new results using the Geocarbsulf Model. American Journal of Scicnces, 309 : 603-606.

Biteau J.J., Baudin, F. 2017. Géologie du pétrole. Dunod, 367 pp.

Bouton P., Préat, A., Thiéblemont, D., Ebang Obiang, M. 2012. Le Gabon à l’aube de la Vie ; Pour la Science, 413 : 50-57.

Brooks, J., Shaw, G. 1971. Evidence for Life in the Oldest Kown Sedimentary Rocks, the Onverwacht Series Chert, Swaziland System of South Africa. Grana, 11(1) : 1-8.

Cardona, T., Sanchez-Baracaldo, P., Rutherford, A.W., Larkum, A. 2018. Early Archean origin of Photosytem II. Geobiology, 2018 : 1-4.

Canfield, D.E. 1998. A new model for Proterozoic ocean chemistry. Nature, 396 : 450-453.

Canfield, D.E. 2014. Oxygen. A Four Billion Year History. Princeton University Press, 196 pp.

Canfield, D.E., Raiswell, R., 1999. The evolution of the sulphur cycle. American Journal of Sciences, 315 : 92-95.

Chambers, L.A., Trudinger, P.A. 1979. Microbiological fractionation of stable sulfur isotopes: a review and critique. Geomicrobiological Journal, 1 : 249-293.

Charlou, J., Donval, J.P., Konn, C., Ondréas, H., Fouquet, Y., Jean-Baptiste, P. Fourré, E. 2010. High production and fluxes of H2and CH4and evidence of abiotic hydrocarbon synthesis by serpentinizationin ultramafic-hosted hydrothermal systems on the Mid-Atlantic Ridge. Diversity of Hydrothermal Systems on Slow Spreading Ocean Ridges, Washington DC 265-296.

Deconinck, J.F. 2017. Le Précambrien: 4 milliards d’années d’histoire de la Terre. Deboeck, 210 pp.

Delmers, J., Brüchert, V., Habicht, K.S., Kuever, J. 2001. Diversity of sulfur isotopes fractionation by sulfate-reducing prokaryotes. Applied Environmental Microbiology, 67 : 888-894.

Derenne, R., Skrzypczak-Bonduelle, A., Gourier, D., Binet, L., Rouzaud, J.N. 2008. Molecular evidence for life in the 3.5 billion year old Warrawoona chert. Earth and Planetary Science Letters, 272 : 476-480.

Devaney, J.R. 2004. Discussion of selected techniques and problems in the field mapping and interpretation of Archean clastic metasedimentary rocks of the Superior Province, Canada. In: The Precambrian Earth, Tempos and Events, Eriksson, P.G., Altermann, W., Nelson, D.R., Catuneanu, O. (Eds.), Chapter 7.4, 625-631, Elsevier.

Ding, J., Zhang, Y., Wang, H., Jian, H., Leng, H., Xiao, X. 2017. Microbial Community Structure of Deep-sea Hydrothermal Vents on the Ultraslow Spreading Southwest Indian Ridge. Frontiers in Microbiology, 13 June 2017, https://www.frontiersin.org/articles/10.3389/fmicb.2017.01012/full.

Domagal-Goldman, A.D., Poirier, B., Wing, B. 2011. Mass-Independent Fractionation of Sulfur Isotopes. Carriers and Sources. Workshop, NASA, https://nai.nasa.gov/media/medialibrary/2013/08/S-MIF_WorkshopSummary.pdf

Eriksson, P.G., Catuneanu, O. 2004. Tectonism and mantle plume through time. In : The Precambrian Earth, and Events, Eriksson, P.G., Altermann, W., Nelson, D.R., Catuneanu, O. (Eds.), Chapter Tempos 3.1, 161-163, Elsevier.

Evans, K.A., McCuaig, T.C., Leach, D., Angerer, T., Hagemann, S.G. 2013. Banded iron formation to iron ore : a record of the evolution of Earth environments? Geology, 41(1) : 99-102.

Farquhar, J., Bao, H., Thiemens, M. 2000. Atmospheric Influence of Earth’s Earliest Sulfur Cycle. Science, 289(5480) : 756–758.

Farquhar, J., Savarino, J., Airieau, S., Thiemens, M., 2001. Observation of the wavelength-sensitive mass-dependent sulfure isotope effects during SO2photolysis : Implication for the early atmosphere. Journal of Geophysical Reserarch, 106 :032829-32839.

Farquhar, J., Wing , B A. 2003. Multiple sulfur isotopes and the evolution of the atmosphere. Earth and Planetary Science Letters, 213 : 1–13.

Fenchel, T., Finlay B.J. 1995. Ecology and Evolution in Anoxic Worlds. Oxford Series in Ecology and Evolution, Oxford University Press, 276 pp.

Gargaud, M., Martin, H., Lopez-Garcia, P., Montmerle, Th., Pascal R. 2009. Le Soleil, la Terre … la Vie. La quête des origines. Belin, 301 pp.

Goto, K.T., Sekine, Y., Suzuki, K., Tajika, E., Senda, R. et al. (+7) 2013. Redox conditions in the atmosphere and shallow-marine environments during the first Huronian deglacation : Insights from Os isotopes and redox-sensitive elements. Earth and Planetary Science Letters, 376(2013) : 145-154.

Gradstein, F.M., Ogg, J.G., Schmitz, M.D., Ogg, G.M. (Eds). 2012. The Geological Time Scale 2012, volume 1. Elsevier, 435 pp.

Hannah, J.L., Bekker, A., Stein, H.J., Markey, R.J., Holland, H.D. 2004. Primitive Os and 2,316 Ma age for marine shale : implications for Paleoproterozoic glacial events and the rise of atmospheric oxygen. Earth Planetary Science Letters, 225 : 43-52.

Haqq-Misra, D.H., Domalal-Goldman, S.D., Kasting, P.J., Kasting, J.F. 2008. A revised, haze methane greenhouse for the Archean Earth. Astrobiology, 8(6) : 1127-1137.

Hillier, J.K., Watts, A.B., 2007. Global distribution of seamounts from ship-track data. Geophysical Research Letters 34 : 1-5.

Hoefs, J. 1982. Stable Isotope Geochemistry, Springer-Verlag, Second Edition, 208 pp.

International Commission on Stratigraphy 2018. http://www.stratigraphy.org.

Hoffman, P.F. 1999. The break-up of Rodinia, birth of Gondwana, true polar wander, and the Snowball Earth. Journal of African Earth Sciences, 28 : 17-33.

Hoffman, P.F., Schrag, D.P. 2002. The snowball Earth hypothesis : testing the limits of global change. Terra Nova, 14 : 129-155.

Holland, H.D. 2009. Why the atmosphere became oxygenated : A proposal. Geochimica et Cosmochimica Acta, 73 :5241-5255.

Hutchinson, R.W. 1987. Metallogeny of Precambrian Gold Deposits : Space and Time Relationships. Economic Geology, 82 ; 1993-2007.

Jafrès, J.B., Shields, G.A., Wallmann, K. 2007. The oxygen isotope evolution of seawater: A critical review of a long-standing controversy and an improved geological water cycle model for the past 3.4 billion years. Earth-Science Reviews, 83 : 83-122.

Johnson, C.M., Ludois, J.M., Beard, B.L., Beukes, N.J., Heimann, A. 2013. Iron formation carbonates : Paleoceanograpahic proxy or recorder of microbial diagnesis? Geology, 41(11) : 1147-1150.

Kahru, J.A., Holland, H.D. 1996. Carbon isotopes and the rise of atmospheric oxygen. Geology, 24 :867-870.

Kappler, A., Pasquero, C., Konhauser, K.O., Newman, D.K. 2005. Deposition of banded iron formations by anoxygenic phototrophic Fe(II)-oxidizing bacteria; Geology, 33(11) : 865-868.

Kasting, J.F. 1988. Runaway and moist greenhouse atmospheres and the evolution of Earth and Venus, Icarus, 74 : 472–494.

Kasting, J.F. 1993. Earth’s early atmosphere. Science 259 : 920-926.

Kasting, J.F. 2010. Faint young Sun paradox. Nature, 464 : 687-688.

Kasting, J.F. 2013. How was Early Earth Kept Warm? Science, 339(6115) : 44-45.

Kasting, J.F., Liu, S.C., Donahue, T.M. 1979. Oxygen Levels in the Prebiological Atmosphere. Journal Geophysical Research, 84 : 3097-3107.

Kasting, J.F., Catling, D. 2003. Evolution of a Habitable Planet. Annual Review of Astronomy and Astrophysics, 41(1) : 429-463.

Klein, C. 2005. Some Precambrian banded iron-formation (BIFs) from around the world : Their age, geological setting, mineralogy, metamorphism, geochemistry, and origins. American Mineralogist, 90(10) : 1473-1499.

Knauth, L.P. 1998. Salinity history of the Earth’s early ocean. Nature, 395(6702) : 554-555.

Knauth, L.P. 2005. Temperature and salinity history of the Precambrian ocean: implication for the course of microbial evolution.Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 219(1–2) : 53–69.

Knoll, A.H. 2003. Line on a Young Planet. The First Three Billion Years of Evolution on Earth. Princeton University Press, 277 pp.

Knoll, A.H. 2015. Paleobiological Perspectives on Early Microbial Evolution. Cold Spring Harbor Perspectives in Biology, https://cshperspectives.cshlp.org/content/7/7/a018093.full

Konhauser, K. 2006. Introduction to Geomicrobiology. Wiley-Blackwell, 440 pp.

Konhauser, K., Lalonde, S.V., Planavsky, N.J., Pecoits, E. , Lyons, T.W. et al. (+7) 2011. Aerobic bacterial pyrite oxidation and rock drainage during the Great Oxidation Event. Nature, 478 : 369-373.

Kopp, R.E., Kirschvink, J.L., Hilburn, I.A; Nash, C.Z. 2005. The Paleoproterozoic snowball Earth : A climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis. Proceedings of the National Academy of Sciences of the USA, 102(32) : 11131-11136.

Kump, L.R. 2008. The rise of atmospheric oxygen. Nature, 451 : 277-278.

Laakso, T.A., Schrag, D.P. 2017. A theory of atmospheric oxygen. Geobiology, 15(3) : 366-384.

Libes, S.M. 1992. An Introduction to Marine Biochemistry, Wiley, 734 pp.

Lyons, T.W., Kah, L.C., Gellatly, A.M. 2004. The Precambrian sulphur isotope record of evolving atmospheric oxygen. In : The Precambrian Earth, and Events, Eriksson, P.G., Altermann, W., Nelson, D.R., Catuneanu, O. (Eds.), Chapter Tempos 5.5, 421-440, Elsevier.

Lyons, T.W., Reinhard, C.T., 2009. An early productive ocean unfit for aerobic. Proceedings of the National Academy of Sciences of the USA, 43 : 18045-18046.

Lyons, T.W., Reinhard, C.T., Planavsky, N.J. 2014. The rise of oxygen in Earth’s early ocean and atmosphere. Nature, 506 : 307-315.

Maynard, J.B. (ed.) 2017. Isotope Geochemistry, The Origin and Formation of Manganese Rocks and Ores. Elsevier, 440 p.

Melezhik, V.A., Huhma, H., Condon, D.J., Fallick, A.E., Whitehouse, M.J. 2007. Temporal constraints on the Paleoproterozoic Lomagundi-Jatuli carbon isotopic event. Geology, 35(7) : 655-658.

Mojzsis, S.J., Arrhenius, K.D.. McKeegan, T.M., Harrison, A.P., Nutman P., Friend C.R. 1996. Evidence for life on Earth before 3,800 million years ago. Nature, 384 : 55-59.

Nisbet, E. , Fowler, C.M.R. 2011 .The evolution of the atmosphere in the Archean and early Proterozoic. Chinese Science Bulletin, 56(1) : 4-13.

Nutman, A.P., Friend C.R.L., Bennett, V.C., Wright, D., Norman, M.D. 2010. ≥3700 Ma pre-metamorphic dolomite formed by microbial mediation in the Isua supracrustal belt (W. Greenland): simple evidence for early life? Precambrian Research, 183: 725–737.

Nutman, A.P., Bennett, V.C., Friend C.R.L., Van Kranendonk, M.J., Chivas, A.R. 2016. Rapid emergence of life shown by discovery of 3,700-million-year-old microbial structures. Nature, 537 : 535-538.

Ohmoto, H. 2004. The Archean atmosphere, hydrosphere and biosphere. In : The Precambrian Earth, Tempos and Events, Eriksson, P.G., Altermann, W., Nelson, D.R., Catuneanu, O. (Eds.), Chapter 5.2, 361-388, Elsevier.

Ohmoto, H, Watanbe, Y., Kumazawa, K. 2004. Evidence from massive siderite beds for a CO2-rich atmosphere before 1.8 billion years ago. Nature 429 : 395-399.

Partin, C.A., Bekker, A., Planavsky, N.J., Scott, C.T. et al. (+9) 2013. Large-scale fluctuations in Precambrian atmospheric and oceanic oxygen levels from the record of U in shales. Earth and Planetary Science Letters, 369-370 (2013) : 284-293.

Patterson, C. 1953. Age of meteorites and the earth. Geochimica et Cosmochimica Acta, 10(4): 230-237.

Pavlov, A.A. & Kasting, J.F. 2012. Mass-independant fractionation of sulfur isotopes in Archean sediments : strong evidence for an anoxic Archean atmosphere. Astrobiology, 2 : 27-41.

Petsch, S.T., Berner, R.A., Eglington, T.I. 2000. A field study of the chemical weathering of ancient sedimentary organic matter. Organic Geochemistry, 31 : 475-487.

Planavsky, N.J., Bekker, A., Hofmann, A., Owens, J.D., Lyons, T.W. 2012. Sulfur record of rising and falling marine oxygen and sulfate levels during the Lomagundi event. Proceedings of the National Academy of Sciences of the USA, 109(45) : 18300-18305.

Poulton, S.W., Fralick, P.W., Canfield, D.E., 2004. The transition to a sulphidic ocean ± 1.84 billion years ago. Nature, 431 : 173-177.

Posth, N.R., Konhauser, K.O., Kappler, A. 2011. Banded Iron Formations. In: Reitner J., Thiel V. (eds) Encylopedia of Geobiology. Encyclopedia of Earth Sciences Series, Springer, Dordrecht.

Préat, A. 2016. L’oxygène un poison pendant plusieurs milliards d’années. Science et Pseudo-sciences, mars 2016, https://www.pseudo-sciences.org/spip.php?article2621.

Préat, A. 2018. Combien de supercontinents de type ‘pangées’ depuis la formation de la Terre ? http://www.science-climat-energie.be/combien-de-supercontinents-de-type-pangees-depuis-la-formation-de-la-terre/

Préat, A., Bouton, P. Thiéblemont D., Prian, J.P., Ndounze, S., Delpomdor, F. 2011. Paleoproterozoic high d13C dolomites from lastourville and Franceville basins (SE Gabon) : stratigraphical synsedimentary subsidence implications. Precambrian Research, 189 : 212-228.

Préat, A., Delpomdor, F., Ackouala Mfere A., Callec, Y. 2018. Paleoenvironments, d13C and d18O signatures in Neoproterozoic carbonates of the Comba Basin, Republic of Congo: Implication for regional correlations and Marinoan event. Journal of African Earth Sciences, 137 : 69-90.

Prinzhofer, A., Deville, E. 2015. Hydrogène naturel, la prochaine révolution énergétique. Belin, 187pp.

Raiswell, R., Reinhard, C.T., Derkowski, A., Owens, J., Bottrell, S.H., Anbar, A.D., Lyons, R.W. 2011. Formation of syngenetic and early diagenetic iron minerals in the late Archean Mt. McRae Shale, Hamersley Basin, Australia: New insights on the patterns, controls and paleoenvironmental imlications of authigenic mineral formation. Geochimica et Cosmochimica Acta, 75, 1072-1087.

Raiswell, R., Canfield, D.E. 2012. The iron biochemical cycles past and present. Geochemical Perspectives, 1 : 220 pp.

Reddy, S.M., Evans, D.A.D. 2009. Palaeoproterozoic supercontinents and global evolution : correlations from core to atmosphere. Geological Society, London, Special Publications, 323, 1-26.

Robert, F., Chaussidon, M. 2006. A palaeo-temperature curve for the Precambrian oceans based on silicon isotopes in cherts. Nature 443, 969-972.

Roberson, A.L., Roadt, J., Halevy, I., Kasting, J.F. 2011. Greenhouse warming by nitrous oxide and methane in the Proterozoic Eon. Geobiology, 9 : 313-320.

Rosing, M.T., Bird, D.K, Sleep, N.H., Bjerrum, C.J. 2010. No climate paradox under the faint early Sun. Nature, 464(1) : 744-749.

Rutherford, E., Soddy, F. 1902. The Cause and Nature of Radioactivity, Part I. Philosophical Magazine, 4 : 370-396.

Rye, R., Kuo, P.H., Holland, D.H. 1995. Atmospheric carbon-dioxide concentrations before 2.2-billion years ago. Nature, 378 : 603-605.

Rye, R., Holland, D.H. 1998. Paleosols and the evolution of atmospheric oxygen : a critical review. American Journal of Sciences, 298 : 621-672.

Sadekar, S., Raymond, J., Blankenship, R.E. 2006. Conservation of Distantly Related Membrane Proteins : Photosynthetic Reaction Centers Share a Common Structural Core. Molecular Biologyand Evolution 23(11) : 2001-2007.

Sagan, C. Chyba, C. 1997. The early Faint Sun Paradox : Organic Shielding of Ultraviolet-Labile Greenhouse Gases. Science, 279 (5316) : 1217-1221.

Sekine, Y., Suzuky, K., Senda, R. et al. (+9) 2011. Osmium evidence for synchronocity between a rise in atmospheric oxygen and Palaeoproterozoic deglaciation. Nature, 502 : 1-6.

Sheldon, N.D., 2006. Precambrian paleosols and atmospheric CO2levels. Precambrian Research, 147 : 148-155.

Shen, Y., Farquhar, J., Masterson, A., Kaufman, A.J., Buick, R. 2009. Evaluating the role of microbial sulfate reduction in the early Archean using quadruple isotope systematics. Earth and Planetary Science Letters, 279  : 383-391.

Sial, A.N., Gaucher, C., Ferreira, V.P., Pereira, N.S., Cezario, W.S., Chiglino, L., Lima, H.M. 2015. Isotope and elemental chemostratigraphy. In : Ramkumar, M., Chemostratigraphy, Concepts, Techniques, and Applications, Elsevier, Chapter 2 : 23-64

Sreenivas, B., Murakami, T. 2005. Emerging views on the evolution of atmospheric oxygen during the Precambrian. Journal of Mineralogical and Petrological Science, 100 : 184-201.

Svensen, H. Jamveit, B. 2010. Metamorphic fluids and global environmental changes. Elements, 2010(6) : 179-182.

Tan, H., Chen, Y. 2013. Global glaciations and atmospheric change at ca. 2.3 Ga. Geoscience Frontiers, 4(5) : 583-596.

Tartèse, R., Chaussidon, M., Gurenko, A., Delarue, F., Robert, F. 2017. Warm Archean oceans reconstructed from oxygen isotope composition of early-life remnants. Geochemical Perspective Letters, European Association of Geochemistry, 3 : 55-65.

Thibon, F., Blicher-Toft, J., Tsikos, H., Foden, J., Alabalat, E., Alabrede F. 2019. Dynamics of oceanic iron prior to the Great Oxygenation Event. Earth Planetary Science Letters 506, 360-370.

Tissot, B.P., Welte, D.H. 1978. Petroleum Formation and Occurence. A New Approach to Oil and Gas Exploration. Springer Verlag, 538 pp.

Trumbore, S.E. , Druffel, E. 1995. Carbon isotopes for characterizing sources and turnover of non-living organic matter. In: Zepp, R. & Sonntag, C. The Role of Nonliving Organic Matter in the Earth’s Carbon Cycle. John Wiley & Sons, 7-42.

Vidal, Ph. 1994. Géochimie. Géoscience Dunod, 190 pp.

Wacey, D. , Kilburn, M.R., Saunders, M., Cliff, J., Brasier, M.D. 2011. Microfossils of Sulphur-metabolizing cells in 3.4-billion-year-old rocks of Western Australia. Nature Geoscience, 4 : 698-702.

Wilde, S.A., Valley J.W., Peck, W.H., Graham, C.M. 2001. Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4 Gyr ago. Nature, 409 : 175-178.

Zhu, X.Q., Tang H.S., Sun, H.H ? 2014. Genesis of banded iron formations : A series of experimental simulations. Ore Geology Reviews, 63 : 465-469.

(Visited 177 times, 1 visits today)

4 réflexions au sujet de « Le Précambrien : les bactéries, la tectonique des plaques et l’oxygène (2/2) »

  1. Merci pour cet article qui explique quand et comment l’atmosphère réductrice originelle est devenue oxydante il y a 2,5 Ga. Je retiens que pour arriver à ce résultat, la tectonique des plaques et le “vivant” (les bactéries) ont joué un rôle majeur.
    Question: L’atmosphère terrestre d’aujourd’hui est composée de 21% de O2, 78% de N2 et de 1% de gaz mineurs.
    Est-il possible de préciser cette composition il y a 2 Ga et après l’explosion du Cambrien. Le N2 était-il déjà présent ? Quid du CO2 ?

  2. Merci de cette lecture attentive. L’azote n’a pas été abordé, tout simplement car il s’agit d’un sujet en soi qui mérite un article à part entière. Il faut également remarquer que ce sujet est nettement moins connu (dans ses détails du moins) que celui lié au CO2 et CH4. Je n’ai pas encore? approfondi ce sujet. Néanmoins une littérature assez spécialisée lui est consacrée en géologie et pour ne citer que deux références récentes sur le sujet, je mentionnerai :

    http://adsabs.harvard.edu/abs/2013AGUFM.P21B1720J
    dont j’extrait ici un partie de l’abstract : “ …N2 is the dominant gas in Earth’s atmosphere, and has been so through the majority of the planet’s history. Originally thought to only be cycled in significant amounts through the biosphere, it is becoming increasingly clear that a large degree of geologic cycling can occur as well. N is present in crustal rocks at 10s to 100s of ppm and in the mantle at 1s to perhaps 10s of ppm. In light of new data, we present an Earth-system perspective of the modern N cycle, an updated N budget for the silicate Earth, and venture to explain the evolution of the N cycle over time. In an fashion similar to C, N has a fast, biologically mediated cycle and a slower cycle driven by plate tectonic…”.

    et

    https://www.researchgate.net/publication/321671073_Nitrogen_evolution_within_the_Earth%27s_atmosphere-mantle_system_assessed_by_recycling_in_subduction_zones
    avec également ici le début de l’abstract : “…Understanding the evolution of nitrogen (N) across Earth’s history requires a comprehensive understanding of N’s behaviour in the Earth’s mantle-a massive reservoir of this volatile element. Investigation of terrestrial N systematics also requires assessment of its evolution in the Earth’s atmosphere, especially to constrain the N content of the Archaean atmosphere, which potentially impacted water retention on the post-accretion Earth, potentially causing enough warming of surface temperatures for liquid water to exist…”.

    Enfin pour répondre précisément à la question posée, oui l’azote était présent au cours des premières périodes de la formation de la Terre, ci-dessous un article un peu ancien (2006) :
    http://adsabs.harvard.edu/abs/2006Geo….34..413B
    « … Results indicate no appreciable change, less than one percent of that present, in the mass of atmospheric N2 over Phanerozoic time. This is in sharp contrast to atmospheric O2, which shows notable variations…”

    Pour le CO2 (et CH4), la littérature géologique est très abondante et sa teneur est assez bien établie au cours des temps géologiques depuis la formation de la Terre. J’ai traité ce sujet ici dans SCE :

    http://www.science-climat-energie.be/quelques-contres-verites-geologiques-et-historiques/

    Retenons surtout que ‘…la Terre avec ses 400 ppm de CO2 atmosphérique actuel n’a jamais connu une concentration en ce gaz si basse excepté pendant une ‘courte’ période d’une partie du Carbonifère et du Permien…’.

    C’est ce que montre clairement le graphique (= deuxième figure) repris dans http://www.science-climat-energie.be/climat-et-geologie/le-changement-climatique-la-regle-en-geologie/

  3. Plongé ce W-E dans la lecture de vos deux articles sur le si lointain (et long) précambrien, il m’arriva de penser, cher Pr. Préat, qu’en un complément à votre explication approfondie des phénomènes physico-chimiques et tectoniques, une vulgarisation par l’image pour des néophytes et nos jeunes se prêterait bien à leur compréhension.
    Aussi, je me permets de noter ici ce que je perçus récemment en côtoyant le fils d’un ami. Ce grand ado à la curiosité toujours en éveil consultait alors Youtube, le média qui accapare ou fascine tellement nos jeunes. Lui le consultait sur un sujet connexe au vôtre. Thème dont j’ai retrouvé les coordonnées. Je tâche d’en résumer le contenu dans ce commentaire :

    = = = L’histoire de l’évolution des minéraux = = =
    https://www.youtube.com/watch?v=v8WCT2V3NQ4

    Film passé sur ARTE (50’30 ” en HD, EN/FR), son montage cinématographique frôle parfois la mise en scène du spectaculaire, mais le public s’y trouve confronté à d’incessantes interrogations sur les périodes du précambrien. Leur présentation des processus est nettement moins élaborée que celle nous livrée par vos deux articles (p.ex. ils ne s’appesantissent guère sur l’effet d’enfouissement tectonique) ! Eux restent nécessairement fixés sur le niveau d’une vulgarisation grand public. Toutefois, dès la 30e seconde (du film) s’exprime un intérêt complémentaire au vôtre : « Origine de la vie et l’étude des roches » ! Voici de quoi dépasser le seul engouement esthétique des collectionneurs pour les bourses aux minéraux !

    Le précambrien y vient donc d’emblée. Leur film-thèse est découpé en SIX phases d’évolution. Dont pour ceux animés du désir d’apprentissage simple, voire d’une analyse critique (à partir de ses 4’40”) :

    1° formation d’une dite « terre noire » (vues prises au Maroc et des fragments de météorites mis en vente publique)… le basalte… des cristaux et éléménts chimiques parmi des minéraux…
    2° un passage du « noir au gris » (réf. aux granits de Yosémite)… soit des conditions réunies pour l’apparition de…
    3° la planète « bleue » de l’eau… ce remarquable solvant. Un parcours au Pilbara, Australie (et ces minuscules cristaux de très ancien zircon)… d’où leurs soupçons d’eau plausible à -4,2 Ma ?
    Cet accent mis sur l’existence de l’eau (et Darwin en 1871, avec son hypothèse une « soupe chaude propice à la vie »)… Suivi de travaux d’études 1950’s, une approche par similitude, avec une reconstitution d’atmosphère de NH3 et CH4, doublée d’éclairs « transformateurs de molécules » et de composés organiques. Voici – possiblement apparus alors – des acides aminés ! Une phase « prébiotique » sur laquelle les médias se mirent à baragouiner (une habitude souvent maintenue jusqu’à ce jour ?).
    Plongée plus récente vers les sources hydrothermales des abysses océaniques et, à 600°C, la vie océanique qui les entoure. D’où un doute et une REMISE EN CAUSE: phénomènes liés à l’énergie chimique versus actuelle énergie solaire ? Autres tests de « similitude » par des géophysiciens,…
    Des débats restant ouverts ou se perdant encore en conjectures !?
    Suit encore un bien singulier rappel du rôle-clé attribuable à la « boue » (illustration par des modèles visuels, conçus à UCL – London : simulations de formations moléculaires inter-feuillets)…

    Ré-interrogation sur l’échelle-temps. Retour en Australie, à la découverte de stromatolites fossilisés (- 3,5 Ga) et de ceux encore vivants sous eau (Ah, leur tapis microbien)… ou de traces plutôt supposées à – 3,8 Ga… grâce à la « signature » de microbes primitifs (leur empreinte chimique) décelée sur des roches du Groenland… Une période en laquelle les auteurs mentionnent l’atmosphère hautement délétère, RÉDUCTRICE, riche en azote et en CO2, mais dépourvue en O2 !

    SURPRISE ? Plus vraiment, puisqu’après lecture de vos articles, on identifie là jusqu’à 2,5 Ga, l’ère que vous invoquez en votre chap.2/ et celui 3.4. puis votre chap. 4/ !

    4°Apparaît alors leur phase terre « aux roches rougeoyantes ». Visite en Australie… L’énergie solaire et la photosynthèse microbienne qui contribuent à générer un dégagement MASSIF d’O2… dont vous soulignez l’énormité en votre /3.4. D’où cette oxydation du fer des océans, qui a bien sûr précipité (à hauteur estimée là de 10E15 tonnes de réserves naturelles!!!)
    Et le bénéfique O2 aidera à engendrer de nouveaux minéraux (5.000 divers aujourd’hui, contre 250 estimés dans les météorites d’origine, ajoutent-ils)…

    Des continents qui se créent et se fragmentèrent (seule réf. de leur part à l’effet tectonique original) produisant des conditions climatiques extrêmes…

    5° Apparut l’ère de leur phase « terre blanche », extrêmement froide (votre réf. au « paradoxe du soleil froid et à la glaciation pongolienne » ). Où un bienheureux volcanisme libéra massivement du CO2 … Ouch, voici exposée l’hypothèse d’effet de serre, amenant progressivement la fonte de cette boule de glace !
    La hausse du taux d’oxygène contribua alors à accroître la taille des organismes vivants… et le CO2 associé à notre bonne étoile solaire firent exploser ensemble une végétation…

    6° Notre globe vivait alors à +- 540 Ma ! Celle de la phase Youtube « terre verte » et de son innombrable diversité, si chère à Darwin et à feu Stephen Jay Gould… Le Youtube de notre jeune ami l’ado visualise à nouveau une chasse de géologues dans l’Atlas marocain, vers des fossiles, pour y extraire là des traces de nombreux trilobites…

    « Struggle for life » y constituait la loi de survie entre les espèces. Soit un phénomène NATUREL toujours bien présent (dont ne se plaignent aujourd’hui que les croyants d’un paradis sur terre à la façon des Témoins de J. ?).

    Notre bonne terre – quasi sphère – vit donc, sur laquelle les minéraux semblent avoir étroitement contribué à la vie animée (souligne la commentatrice)! Tous d’intéressants propos en forme de leçons, que votre discipline la GÉOLOGIE met en évidence : « avec une constance de changements sur notre globe (et par dedans) »… et ce qui s’ensuivra bien sûr encore, sans que nous sachions la maîtriser vraiment… sauf dans l’esprit de déclarés gourous ?

    Les auteurs terminent ce périple cinématographique quasi INÉVITABLEMENT par le rôle de l’homme face à l’avenir. Gare ici aux prolongations bien dans le ton des pinces GIECiennes ? Une possible version 2e du film Youtube (celle de 2100 ?) devra-t-elle décevoir les actuels activistes de « Youth for Climate » et leurs « tireurs de ficelles masqués » (de hauts milieux financiers et ceux médiatiques) ? Sinistres acteurs, ils distordent l’évolution naturelle en spéculant à l’envi (au travers des prédictions élaborées sur des « modèles » dont les résultats nous révèlent vite leurs contradictions, voire de leurs échantillons de données « écrémées » ! Sans que je doive oublier l’action de certains « académiques climaxotoxiques » émettant et soutenant n’importe quelle thèse apocalyptique pour autant qu’elle sied bien à leur dessein ignoble de « contrôler des masses ignorantes », en s’y corrompant eux jusqu’à la moëlle !
    Notre belle terre reste ainsi un terrible réceptable de la bêtise humaine.
    Nous faut-il l’accepter en fermant les yeux, M’sieurs Dames ?

    Reste un double vœu à formuler, cher professeur ?
    A l’instar de l’enthousiasme de l’ado curieux …
    1- « Fasse qu’au futur vos efforts suscitent des vocations chez nos jeunes », tout au moins ceux qui échapperont aux tentacules de la pieuvre activiste ONU-GIECienne ou qui dépasseront le stage affligeant des résultats PISA actuels !
    2- En tous temps, la maîtrise de la chimie et la physique a aidé des générations de chercheurs. Il importe d’en maintenir l’usage, plutôt que de l’abandonner à de la pseudo-science ou des idéologies se convertissant en néopaganisme (*) où seule la nature règnerait, l’homme lui étant totalement subordonné.

    (*) https://fr.wikipedia.org/wiki/N%C3%A9opaganisme
    (un clin d’oeil au dernier ouvrage de votre collègue S.Furfari) !

    1. Cher Monsieur Simon,

      Merci de votre long commentaire et aussi de votre lecture et intérêt approfondis pour ce ‘fameux’ Précambrien. Effectivement il eût fallu ajouter des figures, mais un .pdf est disponible va un lien mentionné en début d’article. Les figures ‘professionnelles’ sont maintenant devenues un casse-tête suite aux copyrights. Pour en revenir à votre message, j’avais, il y a déjà quelque temps, vu le documentaire Arte qui est très didactique. Pour le fond de votre message, la géologie est mal connue, particulièrement en Belgique (mais pas uniquement) où elle n’est pas enseignée (ou à peine) dans l’enseignement secondaire (contrairement maintenant au climat ‘version officielle’, y compris dans l’enseignement primaire!) ce qui est très dommageable pour une société qui se veut ouverte. Car effectivement la géologie ne peut qu’éveiller un intérêt profond sur le fonctionnement de notre planète et ne peut que remettre les problèmes à leur juste place, de même que relativiser la présence de l’homme avec son histoire si courte, si infime.
      Essayons donc de parler en connaissance de cause … on en est loin, pour preuve cet amalgame constant entre climat et pollution (plastiques et autres) à presque tous les niveaux de notre société. Vous avez raison de mentionner notre très médiocre score dans le classement PISA.

      Pour en revenir plus précisément au Précambrien, votre conclusion (point 2) est pleine de bon sens et ce sont effectivement la chimie et la physique qui sont venues ‘au secours’ de la paléontologie ‘classique’ défaillante durant cette longue période de plusieurs milliards d’années, faute de témoins fiables. Ainsi, grâce à la biochimie (isotopes, marqueurs moléculaires…) et la biophysique (microcopie électronique, analyse d’images via l’informatique couplée aux analyses chimiques aux échelles infra-microniques…), cette paléontologie connaît une renaissance depuis une quinzaine d’années (il suffit de voir par exemples les superbes études des géologues chinois sur les gisements fossiles de Chengjiang). L’intégration de ces disciplines permet d’aborder presque toutes les grandes questions (atmosphère, océans, lithosphère etc…) depuis la formation de la Terre. Et on rencontre ainsi plein de surprises qui nous révèlent la complexité du fonctionnement de la ‘machine Terre’. Que viennent alors faire les ‘pseudo-sciences’ dans le contexte actuel ? Pas grand-chose, elles reflètent simplement la non maîtrise de ces disciplines essentielles par de nombreux auteurs, et à cela s’ajoute un abandon de l’esprit critique nécessaire à toute démarche scientifique. Le consensus actuel sur le climat en est une illustration : combien ‘de jeunes marcheurs climatiques’ sont-ils conscients de la réalité scientifique à la base des processus climatiques, dont l’essentiel n’est d’ailleurs pas encore bien compris, même parmi les spécialistes? Pour une fois la réponse est facile…

Laisser un commentaire

Votre adresse de messagerie ne sera pas publiée. Les champs obligatoires sont indiqués avec *