Origine de l'atmosphère terrestre, Notes de Évolution

Télécharge Origine de l'atmosphère terrestre et plus Notes au format PDF de Évolution sur Docsity uniquement! Origine de l’atmosphère terrestre Pour un météorologue, l’atmosphère est constituée de l’enveloppe gazeuse qui entoure la Terre. Actuellement elle est constituée de 78% de N2, 21% O2 et des traces de vapeur d’eau et de dioxyde de carbone (0,004%) ainsi que des gaz rares. Pour le géologue qui étudie la Terre dans son ensemble l’atmosphère est constituée de l’ensemble des composés volatils de surface mais aussi de tout l’eau des glaces, cours d’eau et océans et tout le CO2 piégé dans les roches. Cela revient à dire que la composition globale serait de 87% d’eau, 12 % de dioxyde de carbone 1 % d’azote et des traces de dioxygène. D’où vient l’atmosphère primitive? Les documents ci-contre donne les compositions des 3 planètes telluriques possédant une atmosphère (gravité suffisante pour retenir les gaz), la composition des gaz émis par le volcanisme actuel ainsi que les gaz obtenus en chauffant une météorite chondritique. Q1: en mettant en relations toutes ces informations proposer une origine des gaz présents dans l’atmosphère primitive . Q2: Précisez les principales modifications de l’évolution de cette atmosphère primitive jusqu’à l’atmosphère actuelle. Chondrite carbonéeGaz volcaniques La majorité des météorites qui arrivent sur Terre sont des fragments d’astéroïdes libérés lors de leur collision, ou de la collision d’un astéroïde avec des satellites ou des planètes (mars par exemple) ou encore libérés par désagrégation gravitationnelle des comètes lors de leur passage près du soleil. Les météorites elles mêmes ne sont que la fraction infinitésimale ( entre 1% et 1 %o ) qui a survécu à la combustion lors de la traversée atmosphérique. On distingue les météorites non différenciées appelées chondrites. Leur matériau constitutif s’est formé il y a 4,57 milliards d’années en même temps que le système solaire et particulièrement la Terre et sont restés dans leur état originel. Ils reflètent donc la composition de la Terre primitive et les gaz qu’on peut en extraire nous donnent la composition très probable de l’atmosphère primitive. Les météorites différenciées proviennent de corps beaucoup plus gros, parfois plusieurs centaines de km, qui ont évolués comme les planètes lors de la dissipation de leur énergie interne en formant des couches différenciées, manteau et noyau. Les météorites Wolf Creek Crater, impact météoritique en Australie Nostoc ou crachat de lune Nostoc au MO, la flèche montre un hétérocyste Les cellules végétatives sont autotrophes et réalisent la photosynthèse c’est-à-dire produise du dioxygène, Corrigé : Origine du dioxygène L'atmosphère primitive s'est formée au tout début de la vie de la planète Terre, lors de son refroidissement par dégazage volcanique. Cette atmosphère s'est accumulée peu à peu, retenue par la gravité. Mais cette atmosphère était très différente de l'atmosphère actuelle. Elle était dépourvue de dioxygène, alors qu'aujourd'hui l'O2 représente plus de 20% de sa composition. Sa composition a donc évolué au cours du temps. Quels sont les évènements qui ont abouti à une atmosphère riche en dioxygène ? A) Les évè ts à l'origine du di 3 Doc 3 : les stromatolithes Ce sont des formations calcaires marines d'origine biologique. Une lame mince de stromatolithe fossile pris en Australie montre une structure en chapelet d'une centaine de microns, comme un chapelet de cellules. Doc 4 : les cyanobactéries Doc 4a : les cyanobactéries actuelles Ce sont des organismes microscopiques procaryotes. La lame mince de cyanobactéries du genre Nostoc montre un chapelet de cellules qui ressemble à la photo de la structure observée dans les stromataolithes. On peut donc faire l'hypothèse que les structures dans stromatolithes sont des cyanobactéries. Doc 4a et 4b : métabolisme des cvanobactéries actuelles Le cytoplasme des cyanobactéries contient des pigments chlorophylliens. Quand on cultive des cyanobactéries dans une enceinte fermée on observe : — A l'obscurité : une baisse du taux de O2 (il est donc consommé) et une hausse du taux de CO2 (il est donc produit). — Ce sont les échanges gazeux de la respiration. — À la lumière : le taux de O2 augmente alors que celui de CO2 diminue. — La cyanobactérie consomme du CO2 et rejette O2. Ce sont les échanges gazeux de la photosynthèse. La cyanobactérie grâce à ses pigments chlorophylliens est autotrophe. Selon le principe de l'actualisme, on peut penser que les cyanobactéries fossiles fonctionnaient comme les espèces actuelles. Elles étaient donc autotrophes et rejetaient du dioxygène dans leur milieu de vie, à savoir l'océan. L'intensité de la photosynthèse est supérieur à celui de la respiration, le bilan gazeux est donc un rejet de O2 dans le milieu. Le document 3 indique que les plus anciens stromatolithes sont datés de 3.5 milliards d'années. On peut donc faire l'hypothèse que c'est l'apparition de cyanobactéries autotrophes qui sont à l'origine du dioxygène dans l'océan. B) Le d ir du di à es 1 bactéri Doc 1 : les formations sédimentaires d'oxyde de fer Doc 1a : les paléosols rouges continentaux L'altération des roches en surface des continents est à l'origine des sols. Cette altération se fait au contact de l'atmosphère. Certains sols sont rouges. La couleur rouge provient de leur richesse en hématite, un minéral d'oxyde de fer Fe203. Le fer y est sous sa forme oxydée Fe3+. En Afrique du Sud, on voit de grandes épaisseurs de roches sédimentaires continentales de couleur rouge, donc contenant de l'hématite. Donc les sols rouges (ou les dépôts sédimentaires rouges) n'ont pu se former que si l'atmosphère est oxydante pour que le fer soit sous sa forme oxydée. A cette époque, l'atmosphère contenait donc du dioxygène. Doc 1b : les fers rubanés BIF des formations océaniques Ces B.LF., comme ceux d'Afrique du Sud, sont des dépôts sédimentaires déposés sur les fonds océaniques. Ce sont des roches qui résultent de la précipitation du fer et de la silice qui étaient en solution dans l'eau de mer. Les B.I.F. sont des alternances de couches rouges contenant des oxydes de fer (hématite : Fe203) et des couches siliceuses. Le fer est donc sous sa forme oxydée, ce qui signifie que l'océan était oxydant, et donc qu'il contenait du dioxygène dissous au moment de la formation de ces roches. Doc 1c : extension temporelle des formations de fer oxydé Les fers rubanés se sont formés en milieu marin entre -3.8 Ga (visibles au Groenland) et -1.8 Ga. En milieu continental, les plus anciens sols rouges sont datés de -2.2 Ga. Il s'en forme depuis en permanence. Les sols plus anciens sont dépourvus d'hématite, donc l'atmosphère n'était pas encore oxydante. Par ailleurs, ils montrent un appauvrissement en fer qui est attribué au lessivage. Les roches contenaient donc du fer, mais celui-ci était lessivé et se retrouvait donc dans les océans. Il était donc soluble dans l'eau de Pluie. Doc 2 : les différentes formes ioniques du fer Le fer est un élément important de la croute terrestre puisqu'il représente 5% de la masse. Le fer existe dans l'eau sous 2 formes ioniques : Fe2+ et Fe3+. L'expérience montre que si le milieu est oxydant, c'est-à-dire qu'il contient O2, le sulfate de fer contenant du fer Fe2+, dissous dans l'eau et de couleur verdêtre, devient rouge et préc Le fer Fe2+ a donc été oxydé en Fe2+ qui a formé de l'hématite et de l'hydroxyde de fer insolubles. Mise en relation doc 1 et 2 : On peut donc penser que le fer, au départ sous forme Fe2+ soluble dans l'océan, a été oxydé et a permis la formation d’hématite qui est à l'origine des R.LF. L'océan contenait du fer, mais était aussi alimenté par le lessivage. Cette oxydation consommait le dioxygène de l'océan. ©) Bilan chronologie des évènements 1. On a tout d'abord une atmosphère sans O2. 2.1l y a 3.5 Ga apparition d'espèces autotrophes marines comme les cyanobactéries : peu à peu le milieu océanique s'enrichit en O2 et devient oxydant. 3.Oxydation du fer dissous en mi marin : formation des fers rubanés. Cette oxydation consomme la totalité du dioxygène produit pendant presque 2 Ga. On a donc à ce moment-là un océan oxydant, mais l'atmosphère reste sans O2. 4.A partir de -2.2 Ga, une partie du dioxygène produit et rejeté dans l'océan sert à oxyder le fer restant dans l'océan, mais une partie de cet oxygène diffuse dans l'atmosphère : l'atmosphère contient du dioxygène et devient oxydante. À partir de ce moment-là, le fer des roches continentales est oxydé sur les continents, et donc moins de fer arrive par lessivage dans les océans. La formation de fers rubanés diminue, et celle de sol rouge augmente. En conclusion, c'est donc l'apparition d'espèces autotrophes qui a permis la production de dioxygène, d'abord dans l'océan, puis dans l'atmosphère. C'est cette présence d'êtres vivants autotrophes qui explique que l'atmosphère terrestre ait une composition différente des atmosphères des autres planètes. Importance relative Teneur atmosphérique du nombre de gisements en dioxygène en % de de fer rubanés formés la teneur actuelle == 1100 % . Apparition des stromatolites 50% Fer rubanés T T T T T — 1 Actuel —3 2 Temps en milliards d'années ATMOSPHERE REDUCTRICE C2