L’oxygène sur terre

Sur terre il y a des interactions entre l’air, l’eau et la terre

Pour comprendre les réactions, nous devons examiner les cycles:

De l’énergie

De l’oxygène

De l’azote

Du carbone

L'énergie électromagnétique est dégagée par tous les corps chauds. Plus un corps est chaud et plus son rayonnement est fort. Notre soleil chaud émet surtout de la

lumière et des rayonnements ultraviolets. La Terre plus fraîche émet des rayonnements infrarouge ou de la chaleur. Les étoiles les plus chaudes dégagent des

rayons X.

Quand la terre reçoit (lumière et ultraviolet) l'énergie du soleil, une grande partie est absorbée par l'atmosphère ou sur la surface de la Terre. La Terre renvoie l'énergie (infrarouge) de nouveau à l'espace, tel qu'il y a un équilibre entre l'énergie entrante du soleil et l'énergie sortante de la Terre. Ce bilan énergétique global maintient une température assez égale sur la surface de la Terre.

Tous les corps émettent de l'énergie sous forme de rayonnement électromagnétique. La lumière est une forme de rayonnement électromagnétique. La chaleur à infrarouge l'est également, ainsi que les rayonnements ultraviolet, les ondes radio et les rayons X. Le type de rayonnement émis par un corps dépend de sa température. Des objets plus chauds libèrent un rayonnement plus énergique. Le soleil, par exemple, émet de l'énergie telle que de la lumière qui est visible et des ultraviolets. La Terre et son atmosphère, étant beaucoup plus fraîches, émettent des rayonnements dans la partie infrarouge du spectre. Les choses vivantes, y compris les humains, émettent également des rayonnements dans la partie infrarouge du spectre. (C’est pourquoi on peut « voir » des gens dans le noir avec une caméra infrarouge). Quand la terre reçoit (lumière et ultraviolet) l'énergie du soleil, une grande partie est absorbée par l'atmosphère ou sur la surface de la Terre. La Terre renvoie l'énergie (infrarouge) de nouveau à l'espace, tel qu'il y a un équilibre entre l'énergie entrante du soleil et l'énergie sortante de la Terre. Ce bilan énergétique global maintient une température assez égale sur la surface de la Terre. Naturellement, il y a des différences dans la température entre différentes régions du monde, dues aux différentes quantités de lumière du soleil reçue. Les régions les plus près de l'Équateur reçoivent beaucoup plus d'énergie que les régions plus près des pôles, et sont par conséquent beaucoup plus chaudes. Ces différences dans la température de la surface de la Terre créent des circulations d'énergie dans l'atmosphère de la Terre elle-même, qui sont les forces agissantes sur le temps du monde. Les gaz et les aérosols dans l'atmosphère de la Terre affectent le transfert de l'énergie vers et depuis la planète. Les gaz à effet de serre absorbent beaucoup d'énergie infrarouge qui essaye de s'échapper dans l'espace, et réchauffent la planète. Pour cette raison, la Terre est en moyenne 33°C plus chaude que la lune, qui est à une distance similaire du soleil. Ce procédé de réchauffement naturel s'appelle l'effet de serre. Les gaz et les aérosols dans l'atmosphère dispersent la lumière entrante du soleil dans toutes les directions. La lumière bleue est dispersée le plus, c'est pourquoi le ciel semble bleu pendant la journée. Les différentes parties de la surface de la Terre affectent également le transfert de l'énergie. Les régions polaires recouvertes de neige blanche et de glace sont beaucoup plus réfléchissantes que les zones plus sombres de la planète, et proportionnellement moins de lumière du soleil y est absorbée

Les gaz à effet de serre dans l'atmosphère emprisonnent la chaleur essayant de s'échapper dans l'espace, soulevant de ce fait la température de l'atmosphère inférieure et de la surface de la Terre. C'est l'effet de serre.

La lumière que nous recevons du soleil est une énergie électromagnétique qui a une gamme des longueurs d'onde. Habituellement nous ne pouvons pas différencier entre les différentes longueurs d'onde, et la lumière semble blanche, mais elles deviennent visibles dans un arc-en-ciel. Dans un arc-en-ciel nous voyons sept couleurs. Par ordre de longueur d'onde décroissante c’est les couleurs rouge, orange, jaune, vert, bleu, indigo, violet. Nous ne pouvons pas voir l'énergie électromagnétique qui a une plus longue longueur d'onde que rouge (infrarouge) ou une longueur d'onde plus courte que la violette (ultraviolette). Le ciel de la Terre est bleu parce que les molécules d‘air (en grande partie azote et oxygène) sont beaucoup plus petites que la longueur d'onde de la lumière. Quand la lumière rencontre des particules beaucoup plus petites que sa longueur d'onde, la lumière est dispersée dans toutes les directions. Cette dispersion est connue comme dispersion de Rayleigh. La lumière bleue, cependant, est beaucoup plus aisément dispersée que la lumière d'une plus longue longueur d'onde. En fait la lumière bleue est dispersée 16 fois plus fortement que la lumière rouge. En conséquence, le ciel semble bleu. Chez Rayleigh la dispersion également fournit l'explication pour la couleur des ciels au crépuscule et à l'aube. Un couché ou un levé de soleil semblent rouges parce que la lumière bleue a toute été dispersée au loin .De temps en temps, d'autres couleurs du ciel peuvent être vues. Celles-ci sont provoquées par la dispersion de la lumière par des particules beaucoup plus grandes que les molécules d‘air, parfois plus grandes que la longueur d'onde de la lumière. Les particules de poussière, la pollution naturelle ou synthétique, peuvent être plusieurs fois plus grandes que les molécules d'air mais encore assez petit pour ne pas tomber sur la Terre. Si les particules de poussière sont beaucoup plus grandes que la longueur d'onde de la lumière, la lumière dispersée sera neutre en couleurs, par exemple blanche ou grise. Par le même principe les molécules d'eau dans les nuages sont suffisamment grandes pour disperser toutes les longueurs d'onde de manière égale. Par conséquent la lumière dispersée contient toutes les longueurs d'onde et les nuages semblent blancs.

Augmentation des concentrations atmosphériques en dioxyde de carbone depuis le 18ème siècle.

La plupart de l'ozone est produit naturellement dans l'atmosphère supérieur ou stratosphère. Tandis que l'ozone peut être trouvé dans toute l'atmosphère, la plus grande concentration se produit aux altitudes entre 19 et 30 kilomètres au-dessus de la surface de la Terre. Cette bande d'air riche en ozone est connue comme "couche d'ozone". L'ozone se produit également en très petite quantité dans les kilomètres les plus bas de l'atmosphère, une région connue sous le nom de troposphère. Il est produit au niveau du sol par une réaction entre la lumière du soleil et les composés organiques volatils (VOCs) et les oxydes d'azote (NOx), dont certains sont produits par des activités humaines telles que conduire des voitures. L'ozone au niveau du sol est un composant du smog urbain et peut être nocif à la santé humaine. Quoique les deux types d'ozone contiennent les mêmes molécules, leur présence dans différentes parties de l'atmosphère a des conséquences très différentes. L'ozone stratosphérique bloque le rayonnement solaire nocif - toute la vie sur Terre s'est adaptée à ce rayonnement solaire filtré. L'ozone au niveau du sol , en revanche, est simplement un polluant. Il absorbera une certaine quantité des rayonnements solaire, mais il ne peut pas compenser les pertes d'ozone dans la stratosphère. L'ozone est créé dans la stratosphère quand le rayonnement UV du soleil frappe les molécules d'oxygène (O2) et cause les deux atomes d'oxygène à se séparer. Si un atome libéré se cogne dans un autre O2, il se joigne l'un à l'autre, formant l'ozone (O3). Ce processus est connu comme photolyse. L'ozone est également naturellement décomposé dans la stratosphère par la lumière du soleil et par une réaction chimique avec divers composés contenant de l'azote, de l'hydrogène et du chlore. Ces produits chimiques se produisent tous naturellement dans l'atmosphère dans de très petite quantité. Dans une atmosphère non polluée il y a un équilibre entre la quantité d'ozone étant produit et la quantité d'ozone étant détruit. En conséquence, le montant total de l'ozone dans la stratosphère demeure relativement constant. La quantité de l'ozone dans la stratosphère change selon l'altitude. Les concentrations en ozone sont les plus hautes entre 19 et 23 kilomètres, mais il y a des quantités significatives jusqu'à 30 kilomètres. À ces niveaux dans l'atmosphère cependant, l'air est mince. Si tout l'ozone dans la stratosphère était comprimé à la pression ordinaire de l'atmosphère au niveau du sol, il occuperait une couche de seulement 3 millimètres d'épaisseur. Les propriétés physiques uniques de l'ozone permettent à la couche d'ozone d'agir en tant que crème solaire de notre planète, fournissant un filtre invisible pour aider à protéger toutes les formes de vie contre les rayons ultraviolets (UV) dangereux du soleil. La plupart des rayonnements UV entrant dans l'atmosphère sont absorbés par l'ozone et empêchés d'atteindre la surface de la Terre.La majeure partie de l'ozone dans la stratosphère est formée au-dessus de l'équateur où le niveau du soleil heurtant la Terre est le plus grand. Elle est transportée par des vents vers des latitudes plus élevées. En conséquence, la quantité de l'ozone stratosphérique au-dessus d'un emplacement sur la Terre change naturellement avec la latitude, la saison, et de jour en jour. Dans des circonstances normales les teneurs les plus élevés en ozone sont trouvés au-dessus de l'Arctique Canadien et de la Sibérie, tandis que les valeurs les plus basses sont trouvées autour de l'équateur. La couche d'ozone au-dessus du Canada est normalement plus épaisse en hiver et au début du printemps, changeant naturellement d'environ 25% entre janvier et juillet. Les conditions atmosphériques peuvent également causer des variations quotidiennes considérables.

Depuis le 18ème siècle, les émissions des gaz à effet de serre ont amplifié l'effet naturel de serre. Le dioxyde de carbone a eu la plus grande influence.

Augmentation de la concentration atmosphérique en oxyde nitreux depuis le 18ème siècle

L'oxyde nitreux (N2O) est un gaz sans couleur et ininflammable avec une odeur sucrée, généralement connu sous le nom de " gaz hilarant ", et parfois utilisé comme anesthésique. L'oxyde nitreux est naturellement produit par les océans et les forêts tropicales humides. Les sources synthétiques d'oxyde nitreux incluent la production d'acide nitrique et de Nylon, l'utilisation d'engrais dans l'agriculture, des voitures avec des convertisseurs catalytiques et la brûlure des matières organiques. L'oxyde nitreux est décomposé dans l'atmosphère par des réactions chimiques qui impliquent la lumière du soleil. Comme le dioxyde de Carbonne et le méthane, l'oxyde nitreux est un gaz a effet de serre dont les molécules absorbent la chaleur essayant de s'échapper dans l'espace. L'oxyde nitreux contribue à l’effet naturel de serre de la Terre. Les émissions synthétiques du oxyde nitreux aident à mettre en valeur l’effet de serre. Depuis le début de la révolution industrielle, la concentration atmosphérique en oxyde nitreux a augmenté d'environ 10%, et a contribué 4% à l'augmentation de l'effet de serre.

Augmentation de la température de surface moyenne mondiale depuis le milieu du 19ème siècle.

D’une façon générale, on voit sur ce graphique qu'il y a une légère baisse continue (trait rouge) depuis le 11ème siècle jusqu'au 20ème siècle

À noter qu'entre le milieu du 15ème siècle et le milieu du 19ème siècle, on aurait connu une période où les conditions climatiques, à la grandeur du globe, furent sensiblement plus froides qu'aujourd'hui, de l'ordre de 1°C. Les écrits de la Renaissance font état par contre d'une période relativement chaude durant le Moyen-Âge. On peut constater les variations de températures dans l’hémisphère nord sur les graphiques suivants qui présentent les fluctuations durant le dernier millénaire, telles que reconstituées à partir des anneaux des arbres, des coraux, des carottes glaciaires et des documents historiques (courbe bleue), ainsi que des mesures instrumentales (coube rouge) pour le dernier siècle. La zone grise exprime la marge d’erreur de deux écarts-types.

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Le diagramme qui suit présente les variations de la teneur en CO2 atmosphérique durant le Phanérozoïque. Il s’agit de la courbe connue sous le nom de GEOCARB II, basée sur un modèle mathémathique et analytique établi par Robert A. Berner en 1994 (Am. Jour. Science) et 1997 (Science). On y voit le nombre et la répartition des points qui ont servi à construire la courbe, ainsi que la marge d’erreur reliée à la méthode. RCO2 exprime une proportion, c’est-à-dire le nombre de fois le niveau actuel du CO2 atmosphérique (soit 300 partie par million, valeur d’avant l’ère industrielle). Exemple: à l’Ordovicien, le niveau de CO2 a été jusqu’à 22 fois plus élevée que juste avant l’ère industrielle.

Dans l’atmosphère terrestre, les principaux gaz à effet de serre sont la vapeur d’eau (H2O), le dioxyde de carbone (CO2), le méthane (CH4), l’oxyde nitreux (N2O) et les chlorofluorocarbures (CFC). Les CFC ont une origine exclusivement anthropique, alors que CO2, CH4 et N2O ont une double origine, naturelle et anthropique. De loin la plus abondante dans l’atmosphère, la vapeur d’eau n’est pas directement reliée aux activités de l’homme. Les quantités respectives de ces gaz dans l’atmosphère sont indiquées au tableau suivant:

Les gaz à effet de serre n’ont pas tous la même capacité d’absorption du rayonnement infrarouge; en clair, leur efficacité en termes d’effet de serre est variable. Ainsi, le méthane est 21 fois plus efficace que le dioxyde de carbone et les CFC-12 (fréon-12), 15 800 fois plus efficaces. C’est la vapeur d’eau qui est la plus grande responsable de l’effet de serre. Au second rang c’est le CO2. En effet, en tenant compte des teneurs actuelles des gaz et de leur efficacité à agir comme gaz à effet de serre, on peut dire, en simplifiant les calculs, que dans l’atmosphère terrestre actuelle, c’est le CO2, après l’eau, qui est le grand contributeur à l’effet de serre; le méthane représente l’équivalent d’un dixième de la contribution du CO2, le N2O un centième et les CFC de un à deux centièmes. Il n’est donc pas surprenant que l’on cible les émissions de CO2 dans l’analyse des causes du réchauffement planétaire. Par ailleurs, si les CFC ne sont pas de grands contributeurs à l’effet de serre, il n’en demeure pas moins qu’ils sont extrêmement nocifs pour la couche d’ozone.

Nous sommes en l'an 4 milliards avant aujourd'hui, la composition gazeuse de l'atmosphère et la température à la surface de la terre sont vraisemblablement proches des valeurs indiquées dans le tableau qui suit (colonne Terre sans vie).  Pendant la période correspondant à l'Archéen c'est à dire il y a 3,5 milliards d'années, les seuls organismes sur Terre sont les bactéries. Elles tirent leur énergie de mécanismes anaérobies. L'atmosphère est dominée par le méthane. L'oxygène n'existe qu'à l'état de traces.

 Terre en absence de

vieTerre actuelle

Gaz carbonique (CO2)

98 % 0,03%

Oxygène (O2) 0,0 % 21 %

Azote (N2) 1,9 % 79 %

Pression (bars)60 bars

1,0 bars

Température (°C) 240 à 340 °C 13 °C

L'atmosphère de la terre actuellement et il y a 4 milliards d'années (tiré de l'ouvrage de James Lovelock : Les âges de Gaïa)

L'oxygénation de l'atmosphère terrestre

Tous s'accordent à dire que l'oxygène est un produit de la photosynthèse. CO2 + H2O + énergie solaire = CH2O (hydrate de carbone) + O2La courbe qui suit montre à quel rythme s'est faite l'oxygénation de l'atmosphère.

Il apparaît que l'augmentation significative du niveau d'oxygène atmosphérique au Carbonifère puisse être relié à l'avènement de la grande forêt équatoriale. Il semble qu'à cette époque, les spécialistes de l'oxydation de la nouvelle matière végétale en gaz carbonique n'étaient pas encore apparus et que par conséquent, le bilan net du cycle photosynthèse-respiration présentait un excédent en oxygène libre, contrairement à la forêt actuelle qui présente un bilan à l'équilibre.

Le cycle de l'oxygène libre et le couplage CO2 - O2

Un cycle essentiel à la Vie sur terre est en grande partie contrôlé par l'océan

Le cycle de l’oxygène est donc un cycle court, attaché au cycle court du carbone organique. Au niveau des continents, la végétation, comme par exemple celle des grandes forêts, produit une certaine quantité d'oxygène grâce à l'activité de photosynthèse des végétaux. Le bilan net, sur plusieurs années, d'une forêt mature est pratiquement nul. C'est-à-dire qu'elle consomme autant d'oxygène qu'elle en produit, ne fournissant aucune quantité significative supplémentaire d'oxygène à l'atmosphère pour la respiration des animaux.

Présentation simplifiée d'une partie des transformations chimiques se déroulant au sein de l'organisme

Le cycle du carbone

L'échange entre le CO2 atmosphérique et le CO2 de la surface des océans a tendance à se maintenir à l'équilibre. L'altération chimique des roches continentales convertit le CO2 dissout dans les eaux météoriques (eaux de pluies et des sols) en HCO3- qui est transporté dans les océans par les eaux de ruissellement. Les organismes combinent ce HCO3- au Ca2+ pour secréter leur squelette ou leur coquille de CaCO3. Une partie de ce CaCO3 se dissout dans la colonne d'eau et sur les fonds océaniques; l'autre partie s'accumule sur les planchers océaniques et est éventuellement enfouie pour former des roches sédimentaires carbonatées. Ces dernières sont ramenées à la surface après plusieurs dizaines de millions d'années par les mouvements tectoniques reliés à la tectonique des plaques. Une partie du carbone des roches carbonatées est recyclée dans les magmas de subduction et retournée à l'atmosphère sous forme de CO2 émis par les volcans

Les organismes ont besoin d’azote pour fabriquer des protéines et des acides nucléiques, mais la plupart ne peuvent utiliser la molécule N2. Ils ont besoin de ce qu’on nomme l’azote fixée dans lequel les atomes d’azote sont liés à d’autre types d’atomes comme par exemple à l’hydrogène dans l’ammoniac NH3 ou à l’oxygène dans les ions nitrates NO3-. Le cycle de l’azote est très complexe; le schéma suivant en présente une simplification.

La dénitrification retourne l’azote à l’atmosphère sous sa forme moléculaire N2

La nitrification transforme les produits de la fixation (NH4+, NH3) en NOx (soient NO2- et NO3-), des nitrites et nitrates.

La fixation de l’azote correspond à la conversion de l’azote atmosphérique en azote utilisable par les plantes et les animaux.