Atmosphère et climats à l'échelle des temps géologiques

►  L'atmosphère primitive s'est mise en place durant les 150 millions d'années qui suivirent la formation de la Terre, essentiellement par le dégazage de la planète généré notamment par d'intenses activités volcaniques.

►  Contrairement à l'atmosphère actuelle, riche en dioxygène, l'atmo­sphère primitive était dépourvue de dioxygène et était très riche en vapeur d'eau et en CO₂.

►  Le passage de l'atmosphère primitive à l'atmosphère actuelle riche en N₂ (78 %), en O₂ (20,9 %), pauvre en CO₂ (0,04 %) et en vapeur d'eau (< à 1 %) résulte d'interactions au cours du temps avec les autres enveloppes du globe : géosphère, hydrosphère et biosphère.

►  Suite à son refroidissement, l'atmosphère primitive évolue : la vapeur d'eau se condense pour donner naissance aux océans. Lorsque toute la vapeur d'eau est passée à l'état liquide, l'atmosphère est alors formée essentiellement de CO₂. Le CO₂ très soluble, s'est ensuite en partie dissous dans les océans puis fixé dans des roches sédimentaires sous forme de carbonates.

►  Les stromatolites actuels sont des bioconstructions marines édifiées par des cyanobactéries photosynthétiques. Les plus anciens stromatolites sont datés de – 3,5 Ga et apportent ainsi la preuve de la présence de bactéries photosynthétiques à cette période.

►  L'apparition de ces premières bactéries va amplifier le processus de fixation du carbone : par leur activité photosynthétique, elles déplacent l'équilibre des carbonates et en favorisent la précipitation. Ces cyanobactéries photosynthétiques vont aussi libérer de l'O₂ : les témoins de cette libération sont les gisements de fers rubanés, dépôts sédimentaires marins, datés entre – 3,5 et – 1,9 Ga, qui prouvent la présence d'O₂ libre, au moins localement dans l'océan, durant cette période.

►  Cependant, il existe un grand décalage de temps entre la production d'O₂ par les premières cyanobactéries photosynthétiques dès – 3,5 Ga et la présence d'une atmosphère oxydante entre – 2,3 et – 1,9 Ga, attestée par la présence de paléosols oxydés, de formations rouges riches en hématite (Fe₂O₃) ou encore de sédiments évaporitiques à sulfates (CaSO₄) formés superficiellement et donc en contact avec une atmosphère contenant de l'O₂.

►  La transition entre une atmosphère primitive dépourvue d'O₂ et une atmosphère oxygénée est donc liée à l'évolution de la vie : les cyanobactéries photosynthétiques ont commencé à libérer de l'O₂ dès – 3,5 Ga et ce dernier a commencé à diffuser dans l'atmosphère vers – 2,2 Ga.

►  À l'échelle des temps géologiques, les roches ont enregistré des variations climatiques importantes avec alternance de périodes froides comme actuellement (caractérisées par la présence de calottes polaires) et de périodes chaudes (sans calottes polaires) où les conditions étaient très éloignées de celles de l'époque actuelle.

►  Par exemple, le Crétacé (– 135 à – 65 Ma) a été une période particulièrement chaude marquée notamment par l'absence de traces sédimentaires laissées par les glaciers au niveau des pôles et par la formation dans des régions de haute latitude, de bauxites, de latérites ou d'évaporites, roches formées sous climat tropical (> rabats, II et III).

►  Le climat chaud du Crétacé s'explique en partie par :

– l'absence de calotte polaire, un haut niveau marin (200 à 300 m au-dessus du niveau actuel) à l'origine d'un albédo faible et d'une absorption importante du rayonnement solaire

– une intense activité magmatique au niveau des dorsales océaniques (ouverture des océans Atlantique et Indien) et des points chauds, libérant beaucoup de CO₂ dans l'atmosphère

– le ralentissement de l'altération continentale, (mécanisme consommateur de CO₂) à cause du haut niveau marin qui diminue les surfaces continentales et de l'absence d'importants reliefs (la formation de la chaîne alpine se fera au Tertiaire).

Tous ces phénomènes ont donc contribué à une forte augmentation de l'effet de serre et à l'installation d'un climat chaud sur plusieurs dizaines de millions d'années.