FICHE BAC SPE SVT TERMINALE S : THEME 1 ATMOSPHERE PRIMITIVE

Thème 1 : Atmosphère, hydrosphère, climats : du passé à l’avenir

Chapitre 1 : L’atmosphère primitive et son évolution

I – L’atmosphère primitive

Rappel : La Terre se forme il y a environ 4,5 Ga par accrétion (=collision de corps rocheux qui s’agglomèrent formant de petites planètes percutées encore par de comètes, astéroïdes, ou météorites, formant petit à petit des corps plus gros qui donneront les planètes).

L’analyse des gaz volcaniques (doc.3 p85) et de ceux contenus dans les météorites (doc.2 p85) montre que l’atmosphère primitive devait être riche en vapeur d’H2O, en dioxyde de carbone, en diazote, en dioxyde de soufre mais était dépourvue de dioxygène.

II – Evolution de la composition de l’atmosphère

La Terre qui vient de se former se refroidit : quelles sont les conséquences ?

Les sédiments archéens : datés de -3,88 Ga au Groenland

Du fait du refroidissement de la planète, il y a condensation de la vapeur d’eau issue des météorites, ou des éruptions volcaniques = d’où la formation précoce des océans par condensation + précipitations importantes avant cette date donc vers - 4 / - 3,9 Ga dans lesquels se forment les 1ers sédiments : galets.

Les stromatolites : les + anciens datent de 3,5 Ga (doc.1 p86)

Présence de stromatolites (fossiles datés de l’archéen : ces stromatolites se forment encore actuellement) = bactéries, plus précisément des cyanobactéries capables de photosynthèse qui sont à l’origine de ces formations.

Le CO2 est soluble dans l’eau (équation 1). En présence de carbonates et d’êtres vivants (équation 2) il est entré dans la formation de carbonates de calcium par précipitation des ions Ca2+ et des HCO3–

Équation (1) : CO2  + 2 H2O ↔ HCO3– + HO3+

Équation (2) : 2 HCO3– + Ca2+ ↔ CaCO3 + CO2 + H2O

Si les êtres vivants consomment le CO2 les carbonates précipitent.
On a du mal à dater l’apparition de la vie, mais elle se situe à l’Archéen.

Les fers rubanés : datés de 3,5 à 2 Ga (doc 2a p 87)

On observe dans ces roches une alternance de couches de fer ferreux Fe2+ (non oxydées) et de couches de fer ferrique Fe3+ insoluble dans l’eau et ayant précipité en hématite en présence d’oxygène = montre que le milieu contient du dioxygène, mais il n’en est pas encore saturé, et cela explique qu'on trouve aussi du fer ferreux (Fe2+ = ions ferreux (bleu-vert) / Fe3+ = ions ferriques (orange rouille)).

Les sols rouges fossiles : datés au-delà de 2,2 Ga (doc.3 p87)

On les trouve sur les continents. Leur couleur rouge indique qu'ils sont riches en oxydes de fer : à cette époque l’érosion des continents à l’origine de ces sols se réalise dans une atmosphère devenue oxydante. Le dioxygène s’est donc d’abord accumulé dans les océans avant de pénétrer dans l’atmosphère.

BILAN

L’atmosphère primitive s’est formée par dégazage du manteau au cours de la différenciation de ses enveloppes internes.

On peut avoir une première idée de l’atmosphère primitive par la composition des gaz volcaniques, riches en CO2, SO2 et en vapeur d’eau. La condensation de la vapeur forme les océans, dans lesquels la vie pourra se développer, en absence de dioxygène.

L’étude des météorites, de type « chondrites », dont la composition globale est la même que la Terre, complète cette idée de la composition atmosphérique primitive. En les chauffant on entraîne un dégazage où les gaz libérés sont sensiblement les mêmes que ceux vus auparavant (sans dioxygène).

Comment est-on passé d’une atmosphère primitive, riche en dioxyde de carbone et sans dioxygène, à l'atmosphère actuelle, pour laquelle c'est l'inverse ?

Chapitre 2 – Évolution de l'atmosphère et du climat

I – Les glaces polaires, témoins des variations climatiques passées

TP2 – Les apports de la glaciologie

Logiciel OXYGENE pour comprendre les variations des rapports delta 18O/16O dans la glace et dans l'eau de mer et faire le lien avec les variations climatiques

1. Composition isotopique des glaces et paléotempératures

• Les paléothermomètres (delta 18O et delta deutérium)

Comme de nombreux éléments sur Terre, l’oxygène existe sous la forme d’isotopes, c’est à dire un même élément mais dont le noyau atomique possède un nombre différent de neutrons. On a ainsi, pour l’oxygène, 3 isotopes : l’isotope 16 (8 protons, 8 neutrons) qui est le plus abondant, l’isotope 17 (8 protons, 9 neutrons) et l’isotope 18 (8 protons, 10 neutrons).

Le δ18O = indicateur qui quantifie la quantité d’isotope 18 de l’oxygène par rapport à l’oxygène 16 dans un échantillon. Afin de pouvoir comparer les différentes valeurs de ce rapport, on choisit un standard qui fera office de référent universel.

Ainsi, tous les rapports 18O/16O seront comparés à un standard ce qui permettra ensuite de comparer les différentes valeurs entre elles.

Si la quantité d’isotope 18 dans l’échantillon est importante, alors le numérateur est grand et donc le δ18O est élevé. Au contraire, s’il y a peu d’oxygène 18 dans l’échantillon, alors le numérateur est petit et le δ18O est donc faible.

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