L’HISTOIRE DE L’OCÉAN ET L’ÉVOLUTION DU CLIMAT
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pour que la réoxydation des sulfures se mette en route (entre 5 et 20 % de la teneur
atmosphérique actuelle).
Une confirmation éclatante de ces estimations a été obtenue à partir de la signature
isotopique acquise par le soufre dans l’atmosphère (Farquhar et al., 2007). Le soufre peut
subir des fractionnements indépendants de la masse au cours de réactions photochimiques
dans une atmosphère dépourvue d’oxygène et d’ozone (si elles sont présentes, ces molécules absorbent le rayonnement UV indispensable aux réactions photochimiques et donc
les inhibent). L’analyse isotopique des sulfures et des sulfates marins âgés de plus de
2,2 milliards d’années, révèle que leur soufre a subi des fractionnements indépendants de la
masse impliquant qu’à cette époque, il transitait dans une atmosphère très pauvre en oxygène
et en ozone avant d’être incorporé dans ces minéraux (Figure 11.3). On ne trouve plus ces
fractionnements isotopiques indépendants de la masse dans les échantillons formés après
2,2 milliards d’années à cause l’apparition d’O, et d’O3 dans l’atmosphère. Des difficultés
liées à la méthode sont discutées dans l’exercice d’approfondissement 1.
L’oxygénation progressive de l’océan, d’abord dans les eaux superficielles, puis dans les
eaux profondes, a eu des conséquences considérables sur la biosphère. D’abord parce que
pour certains êtres vivants, l’oxygène est un poison. Les archébactéries notamment ont vu
leurs niches écologiques se réduire de plus en plus : elles sont aujourd’hui confinées dans
des milieux réducteurs (sédiments réducteurs, estomac de bovin, sources hydrothermales... ).
Ensuite parce que l’oxygénation des eaux a changé la disponibilité des métaux en trace. Le
fer qui était sous forme Fe2+ dans l’océan primitif, devient très insoluble dans les eaux riches
en oxygène, entraînant une limitation de la production biologique. On pense que le système
capteur de photon ultraperformant de Prochlorococcus (Chapitre 7) qui lui permet de faire
face à des limitations en Fe et N date de cette époque. Au contraire, un élément comme
le molybdène, qui était très peu disponible auparavant, devient extrêmement soluble sous
forme d’oxyanions (Chapitre 2). Aujourd’hui, le Mo intervient notamment dans la proteine
permettant aux algues « eucaryotes » de réduire NO'. L’oxygénation de 1 océan a donc permis
un développement plus important de ces algues (Exercice d’approfondissement 2).
Figure 11.3. Évolution du A33S
dans les sulfures sédimentaires
au cours des temps géologiques.
Depuis 2,5 Ga, l’augmentation de
la terreur en oxygène et en ozone
de l’atmosphère empêche les
fractionnements indépendants de
la masse. Modifié d’après Farquhar
et al , 2007.
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pour que la réoxydation des sulfures se mette en route (entre 5 et 20 % de la teneur
atmosphérique actuelle).
Une confirmation éclatante de ces estimations a été obtenue à partir de la signature
isotopique acquise par le soufre dans l’atmosphère (Farquhar et al., 2007). Le soufre peut
subir des fractionnements indépendants de la masse au cours de réactions photochimiques
dans une atmosphère dépourvue d’oxygène et d’ozone (si elles sont présentes, ces molécules absorbent le rayonnement UV indispensable aux réactions photochimiques et donc
les inhibent). L’analyse isotopique des sulfures et des sulfates marins âgés de plus de
2,2 milliards d’années, révèle que leur soufre a subi des fractionnements indépendants de la
masse impliquant qu’à cette époque, il transitait dans une atmosphère très pauvre en oxygène
et en ozone avant d’être incorporé dans ces minéraux (Figure 11.3). On ne trouve plus ces
fractionnements isotopiques indépendants de la masse dans les échantillons formés après
2,2 milliards d’années à cause l’apparition d’O, et d’O3 dans l’atmosphère. Des difficultés
liées à la méthode sont discutées dans l’exercice d’approfondissement 1.
L’oxygénation progressive de l’océan, d’abord dans les eaux superficielles, puis dans les
eaux profondes, a eu des conséquences considérables sur la biosphère. D’abord parce que
pour certains êtres vivants, l’oxygène est un poison. Les archébactéries notamment ont vu
leurs niches écologiques se réduire de plus en plus : elles sont aujourd’hui confinées dans
des milieux réducteurs (sédiments réducteurs, estomac de bovin, sources hydrothermales... ).
Ensuite parce que l’oxygénation des eaux a changé la disponibilité des métaux en trace. Le
fer qui était sous forme Fe2+ dans l’océan primitif, devient très insoluble dans les eaux riches
en oxygène, entraînant une limitation de la production biologique. On pense que le système
capteur de photon ultraperformant de Prochlorococcus (Chapitre 7) qui lui permet de faire
face à des limitations en Fe et N date de cette époque. Au contraire, un élément comme
le molybdène, qui était très peu disponible auparavant, devient extrêmement soluble sous
forme d’oxyanions (Chapitre 2). Aujourd’hui, le Mo intervient notamment dans la proteine
permettant aux algues « eucaryotes » de réduire NO'. L’oxygénation de 1 océan a donc permis
un développement plus important de ces algues (Exercice d’approfondissement 2).
Figure 11.3. Évolution du A33S
dans les sulfures sédimentaires
au cours des temps géologiques.
Depuis 2,5 Ga, l’augmentation de
la terreur en oxygène et en ozone
de l’atmosphère empêche les
fractionnements indépendants de
la masse. Modifié d’après Farquhar
et al , 2007.