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.

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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 SO₂ (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 SO₂ (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)

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