production de dioxygène et indices fossiles

Stromatolites, Maroc, ère Primaire.
Stromatolithes fossiles

L’atmosphère primitive de la Terre, issue du dégazage volcanique au cours du refroidissement du globe, était très différente de l’atmosphère actuelle.

La transformation de l’atmosphère au cours du temps est marquée en particulier par un fort enrichissement en dioxygène, ce qui lui a conféré un caractère oxydant.

Comment expliquer l’apparition de dioxygène vers -2 milliards d’années sur la planète et l’augmentation de son taux dans l’atmosphère terrestre au cours du temps ? Quels sont les indices que l’on peut utiliser ?

A la fin de la séance, je sais mettre en relation la production de O2 dans l’atmosphère avec des indices géologiques (oxydes de fer rubanés, stromatolithes …).

Document 1 : les formations sédimentaires d’oxyde de fer
Document 1.a : les paléosols rouges continentaux ou red beds

Les paléosols, ou sols fossiles, se sont formés par altération de roches continentales au contact de l’atmosphère.
La couleur rouge de certains de ces sols provient de la forte teneur en hématite, minéral d’oxyde de fer de formule chimique Fe
2O3. Le fer y est oxydé sous la forme ionique Fe3+.

Dépôts sédimentaires continentaux de couleur rouge, Blyde River Canyon, Afrique du Sud
D’après le site http://www.lalechere.co.za

 Document 1.b : les fers rubanés ou B.I.F. (Banded Iron Formations), des formations océaniques

Les fers rubanés sont formés par une alternance de couches d’oxydes de fer (rouges) et de couches siliceuses (grises). Ce sont des roches sédimentaires qui se sont formées en milieu marin par précipitation de fer et de silice en solution dans l’eau de mer.
Les couches rouges contiennent de l’hématite Fe
2O3. Le fer y est oxydé sous la forme ionique Fe3+.

Fers rubanés de Barberton, Afrique du Sud

D’après le site http://planet-terre.ens-lyon.fr

 Document 1c : extension temporelle

D’après C. Klein, Nature, 1997

Les plus anciens fers rubanés sont datés de 3,8 milliards d’années (fers rubanés d’Isua au Groenland). Les plus anciens sols rouges sont datés de 2,2 milliards d’années (Blyde River). Tous les sols fossiles plus anciens sont dépourvus d’hématite et montrent un appauvrissement en fer que l’on attribue au lessivage des formes solubles du fer par les eaux de pluie.

 Document 2 : les différentes formes ioniques du fer

Le fer constitue 5% de la masse de la croûte terrestre. En solution aqueuse, le fer existe à l’état naturel sous deux formes ioniques :

  • Fe2+ également noté Fe (II),
  • Fe3+ également noté Fe (III).

La forme Fe3+ est plus oxydée que la forme Fe2+.

Ces deux formes ioniques ne présentent pas la même mobilité dans l’eau.

Comportement des ions fer en solution selon le degré d’oxydation

 Document 3 : les stromatolithes

Les stromatolithes sont des formations sédimentaires carbonatées (calcaires) marines constituées d’une superposition de feuillets formant un dôme. L’origine biologique de ces formations a été démontrée pour des stromatolithes de 2,7 milliards d’années.

Les plus anciens stromatolithes ont été datés à environ 3,5 milliards d’années.

Stromatolithe de Pilbara, Australie.

Photographie d’une structure
retrouvée dans une lame mince de
stromatolithe fossile (Pilbara,
Australie)

D’après le site http://www.futura-sciences.com

D’après le site planet-terre.ens-lyon.fr

Document 4 : les cyanobactéries

Document 4a : caractéristiques des cyanobactéries actuelles

Les cyanobactéries sont des organismes microscopiques procaryotes.

Leur cytoplasme contient notamment des pigments chlorophylliens.

Photographie au microscope optique de cyanobactéries actuelles (genre Nostoc)

D’après le site http://www.pasteur.fr

Document 4b : métabolisme des cyanobactéries actuelles

Une culture de cyanobactéries est placée dans une enceinte hermétique. Les teneurs en dioxygène et dioxyde de carbone sont relevées en différentes conditions d’éclairement.

Évolution des teneurs en dioxygène et dioxyde de carbone de la culture de cyanobactéries

Bilan : Les premiers producteurs de dioxygène sont probablement des procaryotes, proches des cyanobactéries actuelles, qui édifiaient des constructions calcaires « en chou fleur » : les stromatolites dont les plus anciens sont datés autour de -3,5 Ga. Ces cyanobactéries consomment du CO2 et libèrent du dioxygène par photosynthèse. On peut donc estimer que c’est l’apparition de la photosynthèse aquatique qui a permis l’apparition du dioxygène. Ce dernier a été libéré dans les océans et se trouvait donc à l’état dissout dans un premier temps. C’est ainsi qu’il a oxydé le minerai de fer des fonds océaniques. Une fois les minerais totalement oxydés et l’océan saturé en dioxygène, celui-ci a pu diffuser dans l’atmosphère il y a 2.2 milliards d’années.

Au cours de l’Archéen on passe ainsi d’une atmosphère primaire sans dioxygène à une atmosphère secondaire avec dioxygène. La production de dioxygène a, dans un premier temps, causé des extinctions massives chez les bactéries anaérobies mais elle a ensuite permis d’accélérer l’évolution des espèces grâce à l’apparition de la respiration. Le dioxygène atmosphérique a permis la mise en place de la couche d’ozone (O3) qui, en stoppant les UV les plus nocifs, a permis l’apparition de la vie aérienne il y a 400 millions d’années environ. On observe de la même manière plusieurs variations du taux de dioxygène au cours de l’histoire de la planète en lien avec le développement de grandes flores. Encore actuellement, c’est l’activité photosynthétique des végétaux qui assurent la présence du dioxygène sur notre planète.

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Savoirs : Les premières traces de vie sont datées d’il y a au moins 3,5 milliards d’années. Par leur métabolisme photosynthétique, des cyanobactéries ont produit le dioxygène qui a oxydé, dans l’océan, des espèces chimiques réduites. Le dioxygène s’est accumulé à partir de 2,4 milliards d’années dans l’atmosphère. Sa concentration atmosphérique actuelle a été atteinte il y a 500 millions d’années environ. Les sources et puits de dioxygène atmosphérique sont aujourd’hui essentiellement liés aux êtres vivants (photosynthèse et respiration) et aux combustions.

Sous l’effet du rayonnement ultraviolet solaire, le dioxygène stratosphérique peut se dissocier, initiant une transformation chimique qui aboutit à la formation d’ozone. Celui-ci constitue une couche permanente de concentration maximale située à une altitude d’environ 30 km. La couche d’ozone absorbe une partie du rayonnement ultraviolet solaire et protège les êtres vivants de ses effets mutagènes.

Savoir-faire : Mettre en relation la production de O2 dans l’atmosphère avec des indices géologiques (oxydes de fer rubanés, stromatolithes …).

D’après bac 2017– Série S – SVT spécialité

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