L’atmosphère au Protérozoïque

I.3.1 Le «Lumagundi Event» et les glaciations

La fin du MIF entre 2,4 et 2,3 Ga est interprétée comme avoir enregistré le GOE (Bekker et al., 2004). Durant les 100 Ma suivant les niveaux d’oxygène sont interprétés pour avoir augmenté jusqu’à 10-2 PAL (Pavlov and Kasting, 2002; Lyons and Reinhard, 2009). Cependant ce qui n’est pas connu à ce jour est si les niveaux d’oxygène qui ont suivi la montée d’O2 ont augmenté lentement ou rapidement, ou si l’augmentation était constante. Karhu and Holland (1996) ont estimé qu’entre 2,22 Ga et 2,06 Ga, les concentrations en O2 étaient de 12 à 22 fois celles du niveau atmosphérique actuel. Ces valeurs sont basées sur l’excursion positive des isotopes du carbone dans les carbonates des sédiments déposés dans cet intervalle de temps (figure I.3). Cette large excursion isotopique est liée à des vi-tesses d’enfouissement anormalement élevées de la matière organique, ce qui a généré une production très élevée d’oxygène dans l’atmosphère entre 2,22 et 2,06 Ga (Karhu and Hol-land, 1996; Bekker and HolHol-land, 2012). Cette production élevée d’oxygène est communé-ment appelée ‹‹Lomagundi Event›› (Schidlowski et al., 1976). Dans cette période, peu de choses sont connues sur les niveaux d’oxygène peu de temps après le GOE, c'est-à-dire entre 2,0 Ga et 1,8 Ga. Basés sur la diminution du fractionnement des isotopes du Cr, Frei et al., (2009) suggèrent une diminution des niveaux d’O2 à 1,9 Ga, correspondant proba-blement à ceux enregistrés avant le GOE. Vers 1,85 Ga, les niveaux d’oxygène se sont

sta-bilisés entre 1 et 10% PAL (Lyons and Reinhard, 2009). De tels niveaux d’oxygène sont supposés avoir conduit à une altération chimique des continents qui oxydait les sulfures pour produire les sulfates qui seront par la suite délivrés à l’océan via le transport par les ri-vières. Dans ce modèle, les sulfates dissouts vont être transformés en sulfures par sulfato-réduction bactérienne, causant les conditions sulfuriques (euxiniques) qui se sont dévelop-pées à la fin du Paléoprotérozoïque (Canfield, 1998, 2005; Poulton and Canfield, 2011; Kendall et al., 2011). A environ 1,84 Ga, le flux de sulfates était suffisant pour entraîner des eaux de fond euxiniques (riches en H2S). Une euxinie répandue peut avoir été perpétuée par développement des photo-autotrophes anoxiques qui tempéraient la production d’oxygène en utilisant les sulfures comme donneurs d’électrons (Johnston et al., 2009). Ces conditions sont estimées avoir perduré pendant presqu’un milliard d’années, causant une période de stagnation dans l’évolution des eucaryotes (Anbar and Knoll, 2002). Cette période est appe-lée ‹‹ le milliard barbant ›› parce que l’évolution biologique est supposée avoir stagnée du-rant cet intervalle de temps (Holland, 2006 ; Bekker and Holland, 2012).

Figure 1.3 : Variation isotopique du carbone durant le Paléoprotérozoïque (Bekker and

Holland, 2012). Les bandes vertes représentent les évènements avant le GOE. Les bandes

Les preuves de glaciations sont retrouvées après le GOE. Elles ont été appelées gla-ciation huroniènne du nom du groupe Huronien au Canada dâté du Paléoprotérozoïque où la première glaciation huroniènne a été reconnue première fois (Young, 1970). Ces glacia-tions ont d’abord été expliquées par la destruction du taux de méthane (CH4 qui avait été évoqué dans l’Archéen comme responsable de gaz à effet de serre) suite à l’augmentation de l’oxygène atmosphérique (Kasting, 2005; Pavlov et al., 2000). Puis, son origine est sug-gerée par le fait qu'une forte diminution du CO2 atmosphérique aurait conduit à des tempé-ratures de surfaces réduites et éventuellement à une glaciation (Melezhik, 2006). Sachant que les conditions de l’époque (une faible luminosité solaire associée aux températures du manteau, lié à l'activité volcanique) ont eu des effets sur les changements climatiques de l’époque, les glaces s’accumulaient aussi longtemps que les températures restaient assez faibles pendant les longues périodes de temps, (Bekker et al., 2007; Rasmussen et al., 2013).

I.3.2 Roches sédimentaires et les élements chimiques enregistrant le redox

L’enregistrement des processus redox au cours de l’histoire de la Terre est préservé dans les dolomies, les cherts, les formations ferrifères et les blacks shales. Les formations ferrifères, et les black shales sont qualifiés de roches sédimentaires bio-élémentaires (Pu-fahl, 2010; Pufahl and Hiatt, 2012), car elles se forment à partir des éléments nutritifs tels que le Fe, C, et P, qui sont nécessaires aux processus de développement de la vie. L’occurrence de ces éléments à travers le temps reflète les changements dans la chimie des anciens océans liés à des changements climatiques, à l’évolution biologique, et à des pro-cessus tectoniques.

Les roches

Le Supergroupe du Transvaal contenant la première plate-forme carbonatée à grande échelle dans l'histoire de la Terre (Button, 1973, 1986; Button and Vos, 1977; Beukes, 1978, 1986, 1987; Beukes et al., 1990; Viljoen and Reimold, 1999) à été revisité avec un accent particulier sur la formation Duitschland pour étudier en détail les signaux isoto-piques de carbone, de l'oxygène et des carbonates dans l'espoir de contraindre les facteurs responsables des valeurs anormales δ¹³C au cours de l’intervalle de temps Paléoprotéro-zoïque (Frauenstein et al., 2009). La série a montré des faciès d’eau profonde suivis par un

assemblage de faciès d'eau peu profonde. Les faciès d'eau profonde correspondent à des black shales et des marnes finement laminés, avec de fines couches carbonatées interstrati-fiées. Le premier banc de carbonate dans la séquence d'eau peu profonde est composé de calcaire. Les bancs carbonatés plus jeunes contiennent des stromatolites, des marques d’ondulations, et des oolithes dans les couches supérieures de grande taille, toutes les carac-téristiques suggérant un environnement de dépôt ouvert peu profond (Frauenstein et al., 2009). Le δ13C des deux calcaires et dolomies dans les faciès d'eau peu profonde de la For-mation Duitschland présente des valeurs regroupées autour de 10 ‰ et 0 ‰. Le δ18O quant à lui présente des valeurs beaucoup plus variables, allant de -3 (ou-6) ‰ à 20 ‰. Les values de δ13C convergent vers ~ 5 ‰ dans les échantillons avec les valeurs en δ¹⁸O les plus ap-pauvries.

Dans les cherts déposés à environ 2,2 Ga, on constate une anomalie négative en Cé-rium caractéristique d’un environnement des eaux oxygénées. Tandis que les cherts inters-tratifiés avec les formations ferrifères à environ 1,9 Ga présente une légère anomalie posi-tive en Cérium caractéristiques des eaux anoxiques (Slack et al., 2007).

L’oxygénation des océans durant le GOE, avec un développement direct ou indirect des bactéries oxydant le Fer, est supposé être responsable du dépôt de toutes les importantes formations ferrifères du Paléoprotérozoïque (Konhauser et al., 2002). En plus de leur im-portance comme enregistreur des conditions redox, éventuellement, les formations ferri-fères sont économiquement importantes parce qu’elles contiennent la majorité des gise-ments de fer mondiaux. Le dépôt des formations ferrifères a cessé à environ 1,84 Ga, en raison du développement des conditions euxiniques répandues (Canfield, 1998; Poulton et al., 2004; Kendall et al., 2011) dans le fond des océans à cette époque. Dans une colonne d’eau euxinique, les sulfures dissous (H2S) vont se combiner avec le fer dissous pour for-mer la pyrite. Ces roches ont montrés des anomalies au niveau du fer et du chrome. Les BIFs déposé à 1,9 Ga présentent une diminution du fractionnement des isotopes du Chrome (δ53Cr) qui est exprimé par une baisse de l’altération oxydante des roches continentales par conséquent une baisse de l’oxygène atmosphérique (Frei et al., 2009).

Les black shales sont également interprétés comme des dépôts traduisant générale-ment des environnegénérale-ments à forte productivité, ou dans des eaux de fond anoxiques sulfu-riques, ou dans la combinaison des deux environnements (Piper and Calvert, 2009). Des travaux récents suggèrent cependant qu’une haute productivité planctonique est le contrôle le plus important sur l’enrichissement en matière organique dans les sédiments marins

(Raiswell et al., 2011). Puisque les processus des dépôts de black shales peuvent se pro-duire à travers les environnements de plateforme, leur occurrence n’indique pas toujours une accumulation dans un bassin profond ouvert à l’océan. Les processus conduisant à la formation des black shales sont importants parce qu’ils lient entre eux les réservoirs variés du carbone dans le système atmosphère-océan (Arthur and Sageman, 1994). Ces processus gouvernent l’enfouissement du carbone, qui régule les climats, et les niveaux d’oxygène en contrôlant la vitesse du Carbone réduit qui est séquestré dans l’enregistrement géologique (Holland, 2002; Canfield, 2005). Les black shales déposés durant le GOE entre 2,3 Ga et 2,0 Ga enregistrent des valeurs isotopiques positives du δ⁵⁶Fe tandis que ceux déposés après 1,9 Ga enregistrent des valeurs isotopiques négatives du δ⁵⁶Fe (Rouxel et al., 2005). Les black shales déposés à environ 1,9 Ga enregistrent une baisse des niveaux d’oxygène pro-bablement à des valeurs semblables à celles enregistrées avant le GOE (Frei et al., 2009). Et dans les black shales déposés à environ 1,84 Ga la composition isotopique du Molybdène (δ98/95Mo) indique que les conditions sont euxiniques (Kendall et al., 2011).

Les élements chimiques

Le δ56Fe (Rouxel et al., 2005) et la composition des terres rares dans les formations ferrifères et les cherts ont été utilisés pour déduire les conditions d'oxygénation. Une aug-mentation marquée par le fractionnement du soufre conduit à une modification du δ34S de la montée d’oxygène dans l’atmosphère (Farquhar et al., 2000), et le fractionnement indépen-damment de la masse des isotopes du Soufre (MIF) ³³S est interprété d’avoir enregistré l’absence d’oxygène libre avant le GOE (Farquhar et al., 2000; Bekker et al., 2004). La di-minution du fractionnement des isotopes du Chrome (δ53Cr) à 1,9 Ga enregistre une baisse des niveaux d’oxygène probablement à des valeurs semblables à celles enregistrées avant le GOE (Frei et al., 2009). La composition isotopique du Molybdène (δ98/95Mo) indique que les conditions euxiniques (Kendall et al., 2011) ont prévalu à la fin du Paléoproterozoïque (1,84 Ga).

Les paragraphes ci-dessus sur l’atmosphère et l’hydrosphère au Précambrien résu-ment les travaux relatifs à l’oxygénation de l’atmosphère et des océans. Finalerésu-ment, nous avons, plusieurs données de la littérature qui suggèrent déjà des faibles niveaux d’oxygène atmosphérique à l’Archéen et qui fournissent des preuves d’existence d’un océan avec des concentrations élevées de silice dissoute dans ces océans. Ces informations nous conduisent à des questionnements à propos des températures des océans de l’époque qui sont

controver-sées comme le décrit la littérature. Sachant qu’au Précambriens les concentrations élevées de silices ont été retrouvés dans les océans, que cette silice est présente sous la forme des cherts qui sont des roches siliceuses ayant enregitré les conditions environnementales de l’époque, notamment, les températures océaniques. Suite aux données de la litterature, nous nous sommes proposé de retrouver les températures océaniques de l’époque à partir des cherts qui affleurent dans le bassin de Franceville. D’où cette synthèse pour comprendre l’évolution de la Terre au Précambrien avec les grands évènements, les paradoxes et controverses qui ont marqué cette belle période de l’histoire de la Terre puis, qui continue d’être au cœur des dé-bats scientifiques.