Voici le premier article d’une série que nous consacrerons aux spéculations sur la composition de l’atmosphère terrestre primitive, à l’époque de l’apparition de la vie sur notre planète. Les résultats de l’expérience que le chimiste états-unien Stanley Miller (1930-2007) a publié le 15 mai 1953 ont été tellement retentissants qu’il est difficile d’admettre aujourd’hui à quel point cette hypothèse a été rapidement critiquée dans ses fondements. Dans cet article, nous passerons en revue les arguments qui explique pourquoi l’hypothèse du caractère réducteur de l’atmosphère primitive a été abandonnée par une partie de la communauté scientifique dans les années 1980. Une question fascinante à laquelle nous essayerons d’apporter une réponse dans cet article, à travers six domaines dans lesquels les connaissances ont rapidement évoluées.1.Par rapport à ce qui était considéré comme scientifiquement valide au début des années 1950.
D’autres articles de cette série aurons pour sujet le retour en force de l’hypothèse de la synthèse atmosphérique « à la Miller » : Qu’est-ce qui a motivé ce regain d’intérêt à partir de 2005 et quel est le statut de cette hypothèse aujourd’hui ?
Introduction
Les molécules majoritairement présentent dans les organismes vivants sont principalement composées des six atomes suivants : carbone, hydrogène, oxygène, azote, soufre, phosphore.
En revanche, les 20 acides aminés standards2.Ces acides aminés sont des molécules relativement simples. Ils contiennent entre 2 et 11 atomes de carbone, pour un total compris entre 10 et 27 atomes., ceux qui sont « codés génétiquement », ne sont composés, pour la plupart, que de 4 atomes différents : carbone, hydrogène, oxygène, azote3.À l’exception notable de la cystéine et de la méthionine, qui contiennent un atome de soufre..
Connaissant l’identité de ces 4 atomes, on comprend la puissance du choix des réactifs suggérés par Harold Urey en 1952 : méthane (CH4), ammoniac (NH3), hydrogène (H2) et vapeur d’eau (H2O). Tout y est : carbone, hydrogène, oxygène et azote.
Ces acides aminés ont évidemment une importance capitale, puisqu’ils composent les protéines, cette classe essentielle dans tout le monde vivant actuel. Les protéines sont en fait des chaînes d’acides aminés, comme des perles sur un collier4.Nous reviendrons dans un futur article sur les raisons qui ont motivé Harold Urey à faire ce choix quant à la composition de l’atmosphère terrestre primitive. Nous explorerons aussi les spéculations qui ont précédé les années 1950, puisque ce sujet est discuté scientifiquement au moins depuis la seconde moitié du XIXe siècle. À titre d’exemple, nous pourrions citer, parmi les principaux chercheurs s’étant intéressé à cette question, Corneille-Jean Koene (1809-1868), Thomas Sterry Hunt (1826-1892), Thomas Lamb Phipson (1833-1908), John James Stevenson (1841-1924), Ralph Harper McKee (1874-1967), Svante August Arrhenius (1859-1927), John Hewitt Jellett Poole (1893-1976) et beaucoup d’autres..
Des synthèses atmosphériques sans méthane ni ammoniac
Après ce succès assez extraordinaire, l’expérience de Stanley Miller a été répétée par de nombreuses autres équipes dans le monde. Ensuite, on a cherché à varier les sources d’énergies utilisées pour les expériences de synthèses atmosphériques.
Comme dit précédemment, le dispositif expérimental utilisé par Stanley Miller était en quartz, un matériau imperméable au rayonnement ultraviolet d’une lampe à mercure. C’est la raison pour laquelle, en 1952, Stanley Miller a choisi de conduire ses expériences avec des arcs électriques plutôt qu’avec la lumière ultraviolette.
Partant du principe que ni les rayonnements α, β, ou γ5.Les rayonnements alpha (α), bêta (β) et gamma (γ), émis par un atome radioactif, sont respectivement un faisceau de noyaux d’hélium, un faisceau d’électrons et un faisceau de photons de très haute énergie. de Calvin et collaborateurs, ni les décharges électriques d’Urey et Miller, ne constituaient les sources d’énergie les plus abondantes sur la Terre primitive, Philip Abelson (1913-2004) s’intéressa très tôt aux effets du rayonnement ultraviolet. Il démontre la synthèse d’acides aminés par l’action du rayonnement ultraviolet sur un mélange de gaz légèrement réducteur (H2O, CO2, H2, N2 et CO–). Le fait nouveau est que ni le méthane, ni l’ammoniac, composés très réduits, ne sont utilisés par Abelson (Abelson, 1956, 1957).
En 1965, Philip Abelson et deux de ses collègues, Edgar Hare (1933-2006) et Thomas Hoering (1925-1995), démontrent à nouveau par l’irradiation ultraviolette6.Philip Abelson et ses collaborateurs utilisent une lampe à mercure produisant des ultraviolets à 253,7 nanomètres de longueur d’onde. de mélanges de gaz différents de la composition de Miller-UreyPhilip Abelson et ses collègues utilisent N2, CO– et H2., que l’atmosphère ne devait pas forcément être extrêmement réductrice pour obtenir des acides aminés9.Pour autant que l’atmosphère terrestre primitive ait contenu un peu d’hydrogène, très peu, voire pas du tout d’oxygène, et que le pH de l’océan eût été alcalin, compris entre 8,0 et 9,2 dans ces expériences. (Abelson, 1965a, 1965b ; Abelson & Hare, 1965 ; Abelson & Hoering, 1965).
Aussi, Abelson estime que l’idée d’une atmosphère primitive issue du bombardement météoritique, telle que postulée par Urey, ne tient pas. Il favorise quant à lui l’idée d’un dégazage du manteau, promue à la même époque par certains géologues (Rubey, 1951 ; Holland, 1962 ; Berkner & Marshall, 1965).
L’hypothèse du dégazage
Rubey (1951, 1955) et Berkner & Marshall (1965) ne favorisent pas l’idée d’une atmosphère primitive riche en méthane et en ammoniac. Holland estime qu’avant la formation du noyau terrestre, la croûte et le manteau était probablement tellement riches en fer ferreux (Fe2+), que les gaz issus du dégazage volcanique étaient réducteurs.
Comme nous l’avons vu précédemment, l’hypothèse du dégazage remonte au début du vingtième siècle (Evans, 1908) lorsqu’on découvre la quantité relativement faible d’hélium dans l’atmosphère terrestre. Cette hypothèse refait surface avec plus de force dans les années 1920 (Jeffreys, 1924), suivant de quelques mois la découverte du déficit en d’autres gaz rares dans l’atmosphère terrestre (Aston, 1924). Mais à partir des années 1950, William Walden Rubey (1898-1974) fournit un des premiers travaux conséquents qui tentent de promouvoir cette hypothèse.
Abelson arrive à une autre conclusion intéressante. Dans son dispositif expérimental, les conditions qui favorisent la synthèse d’acides aminés nuisent à la synthèse des sucres et vice-versa. Il est contraint d’imaginer une hiérarchie de synthèse qui verrait d’abord la synthèse d’acides aminés, puis celles des sucres, et enfin, celle des acides nucléiques. Cette observation aura des conséquences par la suite dans le débat. Mais nous y reviendrons en temps utile.
En novembre 1963, les chimistes américains Joe Alfred Adamcik (1930-2008) et Arthur Lincoln Draper, étudiant la genèse de l’atmosphère de Vénus, riche en dioxyde de carbone, découvrent que l’efficacité de ce qu’on a appelé « l’équilibre d’Urey »10.L’équilibre d’Urey désigne un ensemble de réactions chimiques de nature à extraire, à long terme, le dioxyde de carbone de l’atmosphère et de l’océan pour le séquestrer dans les roches, dans le cadre de ce qu’on appelle aujourd’hui le cycle carbonate-silicate. Le CO2 atmosphérique est dissout dans l’eau de pluie. En phase aqueuse, il tombe sur les continents sous la forme d’acide carbonique (H2CO3), qui dissout les roches silicatées qui contiennent, entre autres, du calcium et du magnésium. Ces ions sont libérés ainsi de la roche et transportés jusqu’à l’océan, au sein duquel ils réagissent avec l’acide carbonique pour former du calcaire (CaCO3) ou du carbonate de magnésium (MgCO3). Le carbone est alors piégé dans les sédiments. Le cycle est bouclé par l’activité tectonique : d’abord par la subduction des roches carbonatées, puis le dégazage lors d’éruptions volcaniques, qui relâchent le CO2 dans l’atmosphère. est non seulement beaucoup plus lent que ce que Harold Urey imaginait à l’origine, mais qu’il dépend aussi de la température11.Plus la température est élevée, plus l’altération chimique des roches par l’acide carbonique est rapide, plus la quantité de CO2 absorbée est importante. Cependant, cela réduit drastiquement la quantité de CO2 disponible dans l’atmosphère et fait baisser la température globale. Il s’agit d’une boucle de rétroaction négative.. En avril 1966, le géologue britannique Alec Francis Trendall (1928-2013) critique de manière convaincante l’idée que le dioxyde de carbone serait évacué rapidement de l’atmosphère terrestre primitive par ce seul processus, permettant une atmosphère riche en méthane et en ammoniac, comme l’avait imaginé Harold Urey en 1952.
Le 19 octobre 1967, la sonde interplanétaire états-unienne Mariner 5 est passée à proximité12.À 10 151 kilomètres du centre de gravité de la planète. de Vénus (Snyder, 1967). À cette occasion, tandis qu’on observait l’occultation de la sonde par Vénus dans le spectre radio, on a pu recueillir des informations sommaires sur la pression atmosphérique en surface : entre 75 et 100 bars.
Dans le cas de Vénus, il faudra attendre le premier objet artificiel poser à la surface d’une autre planète que la Terre13.Ce sera l’exploit accompli le 15 décembre 1970 par la sonde soviétique Venera 7., pour avoir une idée consensuelle de la part (en volume) des principaux composants de l’atmosphère vénusienne.
Les 14 et 15 juillet 1965, la sonde Mariner 4 avait fait un transit à proximité de Mars (Kliore et al., 1965). L’occultation radio de la sonde permit d’estimer la pression atmosphérique à la surface martienne à environ 10 millibars seulement14.Par comparaison, la pression atmosphérique normale au niveau de la mer est d’environ 1013 millibars..
À la fin des années 1960, il devient donc relativement clair que Vénus et Mars possèdent des atmosphères riches en dioxyde de carbone, contrairement à la Terre qui possède une atmosphère principalement constituée d’azote et d’oxygène.
La durée de vie relativement courte de l’ammoniac dans l’atmosphère primitive
C’est à peu près à la même époque qu’on commence à critiquer lourdement l’idée que l’atmosphère terrestre primitive aurait pu être constituée de gaz réducteurs, comme ceux utilisés dans l’expérience de Miller (particulièrement NH3 et CH4), à commencer par Abelson (encore lui).
En 1966, ce dernier a soutenu que l’ammoniac devait avoir été dissocié par la lumière ultraviolette et qu’une quantité d’ammoniac équivalente à l’azote atmosphérique actuel n’aurait pas pu subsister pendant plus de 30 000 ans dans l’atmosphère primitive (Abelson, 1966).
Dans la même publication, il écrit :
« Au moins cinq facteurs majeurs limitent les types de composés qui auraient pu s’accumuler dans l’océan primitif. Premièrement, il existe des limites à ce qui peut être produit par des moyens inorganiques ; deuxièmement, toute matière organique se dégrade spontanément avec le temps ; troisièmement, certaines substances sont facilement détruites par le rayonnement [ultraviolet] ; quatrièmement, de nombreux composés auraient été retirés de l’océan par précipitation ou adsorption ; cinquièmement, il existe de graves incompatibilités chimiques entre les constituants de la matière vivante, et certains composants de cette « soupe » réagiraient pour former des substances non biologiques. Compte tenu de ces limitations, on est dès lors mis au défi d’identifier une suite d’étapes vers la vie compatibles avec l’environnement. »
Il y a d’autres controverses qui sont venus s’ajouter au débat quant à la composition de l’atmosphère primitive, notamment quant à la durée de vie d’une atmosphère réductrice. Tout d’abord, sur la température exosphérique d’une atmosphère réductrice. Les optimistes (Holland, 1962 ; Rasool & McGovern, 1966 ; McGovern, 1969) la situaient entre 500 et 900 K (avec une préférence pour 600 K), tandis que les pessimistes la supposaient supérieure à 1300 K (Shimizu, 1976), voire autour de 1500 K (Gross, 1972). Ensuite, sur la question de savoir si la thermosphère était mélangée ou organisée sous la forme de strates (Shimizu, 1976) en fonction de la masse moléculaire de ses constituants15.Quoi qu’il en soit, il faut absolument garder à l’esprit que l’étude de la haute atmosphère était balbutiante au début des années 1950, quand Urey et Miller ont présenté leurs vues sur la nature de l’atmosphère primitive. Les premières études in situ de la haute atmosphère terrestre ont commencé au sortir de la Seconde Guerre mondiale avec des fusées V2 modifiées. Même le vocabulaire aujourd’hui très commun associé à ces recherches venait à peine d’être inventé, en 1950, par le géophysicien britannique Sydney Chapman (1888-1970).. Quoi qu’il en soit, les optimistes lui assignaient une durée de vie d’un milliard d’années, tandis que les plus pessimistes penchaient plutôt pour quelques dizaines à quelques centaines de milliers d’années tout au plus. Plus tard, d’autres critiques ont aussi souligné la faible durée de vie, non seulement de l’hydrogène et de l’ammoniac, mais aussi du méthane (Ferris & Nicodem, 1972) dans l’atmosphère primitive.
Les plus pessimistes ont eu l’avantage de pouvoir s’appuyer sur la comparaison entre les planètes telluriques pourvues d’une atmosphère (Vénus, la Terre et Mars) d’une part, et la comparaison de celles-ci avec les planètes géantes d’autre part (Gross, 1972). Cependant, cet argument de planétologie comparée, comme on pourrait l’appeler, passera relativement inaperçu dans le débat sur les origines de la vie sur la Terre, jusqu’aux années 1970 (Shimizu, 1973, 1976, 1978, 1979a, 1979b).
Les modèles de ségrégation du manteau et du noyau terrestres
À la fin des années 1960 toujours, on raffine les modèles de ségrégation du noyau avec le manteau, estimant désormais que le noyau s’est formé relativement rapidement (en moins d’un milliard d’années). Ceci est de nature à modifier l’idée que l’on se faisait à l’époque d’Urey sur la formation de l’atmosphère d’une part et de l’hydrosphère d’autre part.
Le problème initial (des années 1940 aux années 1960) est un manque de chaleur (dû à des données incomplètes concernant l’énergie des impacts de planétésimaux et la radioactivité). Du coup, le fer ne peut couler que par percolation entre les grains de silicates et cela prend beaucoup de temps. Walter Elsasser (1963) a réduit le temps de formation à quelques centaines de millions d’années en calculant que la migration du fer n’est pas seulement de la percolation, mais aussi du diapirisime16.Le diapirisme est un processus d’intrusion où une matière plastique et légère (dans notre cas, du magma) remonte à travers des roches plus denses, perçant les couches sédimentaires supérieures. (des gros blobs de fer qui s’accumulent dans le manteau et vu leur densité, coulent rapidement). Stevenson (1981) a montré que c’était encore plus rapide que du diapirisme (fracturant le manteau primordial lui-même), et à la fin des années 1980, avec le développement du concept d’océan magmatique, on est arrivé à des durées encore plus courtes (vu que la partie percolation n’existe quasiment plus, étant donné que l’initiation de la descente du fer métallique se ferait alors en phase liquide).
Le concept d’océan magmatique est introduit dans les années 1970 pour expliquer la composition des roches lunaires rapportées par les missions Apollo. Les premières analyses ont conduit certains chercheurs (comme John A. Wood et Stuart Ross Taylor) à proposer qu’une grande partie de la Lune avait été entièrement fondue à sa surface, formant un océan global de magma. Ce modèle lunaire a ensuite été étendu à la Terre, puis aux autres planètes telluriques.
À partir de la fin des années 1970, Edward Stolper, David Walker ou Herbert Palme en particulier étudient le partage des éléments sidérophiles entre métal et silicate. Cela conduit à deux hypothèses concurrentes : soit la séparation a eu lieu à haute température, soit elle s’est fait alors que le magma était largement en fusion (donc océan magmatique).
Dans les années 1980 également, des modèles dynamiques sont développés, notamment par Don L. Anderson et Gerald Schubert, pour comparer deux mécanismes envisagés pour expliquer les données expérimentales : soit la formation du noyau est le fruit d’une percolation lente du métal (principalement du fer et du nickel) dans un manteau terrestre à l’état solide, soit la formation du noyau est le fruit d’une ségrégation rapide dans un océan magmatique. Il est conclu que la percolation lente est trop inefficace pour expliquer les abondances relatives des éléments sidérophiles aussi bien que la structure chimique du manteau. Par conséquent, à la fin de la décennie, l’océan magmatique devient le modèle dominant.
À la fin des années 1980, les géochimistes ont compris qu’un océan magmatique profond était presque inévitable lors de l’accrétion planétaire, à l’occasion d’événements dits « impacts géants », étudier par George W. Wetherill. Ces impacts géants entre des corps de tailles quasi-planétaires, et la période d’océan de magma qui suivait, permettait d’expliquer la différenciation chimique de la Terre. En effet, dans un océan magmatique, le fer liquide (plus dense) s’enfonce très rapidement vers le centre, formant le noyau. Ce mécanique implique que la formation du noyau a été très précoce dans l’histoire de la Terre, et non relativement lente, comme on le pensait dans les années 1950, à l’époque de l’expérience de Miller.
Aujourd’hui, on pense même que chaque gros impact a eu la capacité de refondre partiellement ou totalement la Terre. Aussi, la Terre a probablement connu plusieurs océans magmatique successifs, associés à une formation de plus en plus complète du noyau, de manière épisodique (c’est-à-dire couplée aux impacts géants.
Concernant le délais approximatif nécessaire à la formation du noyau, au début des années 1990, des outils de datations isotopiques sont tentés mais restent encore limités. Jusqu’à ce qu’en 1995, David C. Lee et Alex N. Halliday développent la datation au hafnium-tungstène, qui donne un timing de la formation très robuste, inférieur à 60 millions d’années (Lee & Halliday, 1995). La désintégration de hafnium-182 en tungstène-182 a ainsi été utilisée pour imposer des contraintes de temps sur la séparation entre le noyau (riche en fer et en nickel et le manteau (riche en silicates), en d’autres mots, la formation du noyau terrestre.
Depuis lors, les scientifiques ont obtenu des mesures suffisamment précises de l’isotope du tungstène et une calibration plus fiable des réservoirs dans le manteau et le noyau.
Les premières tentatives de raffiner encore les modèles numériques de formation du noyau terrestre rassemblaient très peu de données et contenaient pas mal de suppositions et de simplifications (Kleine et al., 2004). Depuis 2004, il y a eu de très nombreuses études du même genre (Jacobsen, 2005 ; Wood & Halliday, 2005 ; Kleine et al., 2009 ; Rudge et al., 2010), certaines beaucoup plus raffinées en combinaison avec des simulations numériques (Nimmo & Agnor, 2006 ; Nimmo et al., 2010 ; Fischer & Nimmo, 2018 ; Zube et al., 2019), études qui continuent encore aujourd’hui (Rubie et al., 2025).
De nos jours, les modèles qui semblent avoir la faveur des astronomes sont ceux qui postulent une formation du noyau terrestre en plusieurs étapes (Rubie et al., 2015, 2016 ; Fischer et al., 2017 ; Blanchard et al., 2022 ; Dale et al., 2023 ; Gu et al., 2023).
Le taux de fuite de l’hydrogène dans l’espace
Au début des années 1970, on examine in situ le processus de photolyse de la vapeur d’eau sur la Terre, mais aussi sur Vénus et Mars, notamment grâce aux travaux de Donald Hunten (1925-2010) et ses collègues (Hunten & Donahue, 1976). On est contraint de revoir franchement à la baisse le taux de fuite de l’hydrogène dans l’espace puisqu’une part très faible de l’hydrogène dissociée s’échappe effectivement (environ 10%, au lieu de 100% dans les modèles précédents).
Dès 1976, germe donc l’idée que « l’atmosphère primitive aurait pu ressembler à l’atmosphère moderne avec l’addition de quelques pourcents d’hydrogène et la suppression de tout l’oxygène. » (Walker, 1976). On reste donc, dans un premier temps, dans le paradigme de la synthèse atmosphérique de type Miller, mais dans une atmosphère primitive neutre, ou en tout cas beaucoup moins réductrice.
Bilan des arguments : la synthèse atmosphérique « à la Miller » est-elle à revoir ?
En résumé, il y a donc au moins six résultats qui ont poussé progressivement un nombre croissant de chercheurs à abandonner l’idée d’une atmosphère primitive réductrice à l’époque de l’origine de la vie sur la Terre :
- l’hypothèse du dégazage quant à la formation de l’atmosphère et de l’hydrosphère terrestres,
- la réussite d’expériences de synthèses atmosphériques sans méthane ni ammoniac,
- les premières données fiables sur la composition de l’atmosphère de Mars (sonde Mariner 4) et de Vénus (lander Venera 4 et sonde Mariner 5), très riches en dioxyde de carbone,
- les nouveaux modèles de formation du noyau terrestre,
- le problème de la photolyse rapide (à l’échelle géologique) du méthane comme de l’ammoniac.
- l’étude de la photolyse de l’eau et de la fuite de l’hydrogène dans la haute atmosphère de Vénus, de Mars et de la Terre,
L’importance du dernier point n’est pas à négliger, et celui-ci explique pourquoi beaucoup des chercheurs ont changé de position seulement dans la dernière moitié des années 1970. En effet, même en l’absence de méthane et d’ammoniac, on pouvait encore imaginer un rôle important pour les synthèses atmosphériques pour autant qu’on ait une part substantielle d’hydrogène dans l’atmosphère. Les études à propos de la photolyse de l’eau ont démontré que l’hydrogène n’était pas stable, même en cas d’émissions volcaniques importantes. Il a fallu donc abandonner (du moins, entre 1980 et 2005), l’idée que les synthèses atmosphériques de type Miller (décharges électriques) ou Abelson (rayonnement UV), ait joué un rôle important dans les synthèses organiques abiotiques.
L’étude de la fuite de l’hydrogène dans la haute atmosphère terrestre a aussi eu un impact important sur un débat connexe, celui de la quantité d’oxygène dans l’atmosphère primitive, que nous aborderons dans un instant.
À la fin des années 1970, la synthèse de tous les résultats précédents devient possible, et l’idée d’une atmosphère terrestre primitive riche en dioxyde de carbone recommence à nouveau à faire consensus dans les esprits des scientifiques qui s’intéressent à ces questions.
En d’autres termes, l’hypothèse d’une grande quantité relative de dioxyde de carbone dans l’atmosphère primitive était largement acceptée avant l’expérience de Miller-Urey et à partir de la fin des années 1970, cette hypothèse commence déjà à retrouver ce statut privilégié.
La timide mais courageuse volte-face de Stanley Miller
Parmi les chercheurs qui se trouvent contraints et forcés de réviser leur position, il y a Stanley Miller lui-même, qui lance une série d’expériences sur la synthèse atmosphérique en milieu neutre dès 1980. Autrement dit, Miller n’aura pas mis longtemps à réagir à cette situation nouvelle.
Du 1er au 5 septembre 1980 s’est tenue à Berlin une des Conférences Dahlem, sur le thème « Évolution biosphérique et métallogénie précambrienne ». C’est à cette occasion que Stanley Miller, présent à cette conférence, expose des résultats de synthèses abiotiques de molécules organiques dans différents mélanges de gaz censés représenter l’atmosphère terrestre primitive, en ce compris, et c’est une première pour Miller, un mélange riche en dioxyde de carbone. Cela dit, ces résultats ne seront pas publiés avant 1982.
En novembre 1981, Clair Folsome et ses collègues (Folsome et al., 1981) rapportent également la synthèse organique abiotique en milieu neutre en irradiant à l’ultraviolet une solution aqueuse de carbonate de calcium en présence d’azote moléculaire en phase gazeuse.
Dans des expériences ultérieures effectuées par Miller en 1983 et 1984, en collaboration avec Gordon Schlesinger (qui avait été son thésard en 1978), les résultats présentés en septembre 1980 seront confirmés (Schlesinger & Miller, 1983 ; Miller & Schlesinger, 1983, 1984).
Les estimations de la quantité effective de CO2 dans l’atmosphère terrestre primitive
Il restait à déterminer quelle quantité de CO2 était susceptible de se retrouver dans l’atmosphère à l’époque de l’apparition de la vie.
Alexandre Ronov (1913-1996) et Alexeï Yaroshevsky (né en 1934) ont publié en 1967, en russe, une des premières estimations modernes de la quantité de carbone à la surface de la Terre. Voici le résultat de leurs calculs (en grammes de carbone), rapidement publiés en anglais, dès 1969 :
| Sédiments continentaux | 8 × 1022 |
| Métasédiments continentaux | 1 × 1022 |
| Sédiments abyssaux | 4 × 1021 |
| Océan | 4 × 1019 |
| Atmosphère | 7 × 1017 |
| Manteau | ? |
Selon les deux géologues russes, rien que sur les continents seraient donc stockés dans les sédiments, sous la forme de carbonates, environ 90 millions de gigatonnes de carbone, soit l’équivalent de ~63,5 bars de dioxyde de carbone. Dès cette époque, on aurait pu prétendre que telle était la pression partielle de CO2 contenue à l’origine, à peu de chose près, dans l’atmosphère terrestre primitive.
Conclusions
L’histoire des débats sur la composition de l’atmosphère primitive17.Une histoire dont nous n’avons couvert qu’une trentaine d’années dans cet article, du début des années 1950 au début des années 1980. montre à quel point une hypothèse scientifique peut être à la fois féconde, contestée, puis réévaluée à la lumière de nouveaux résultats. L’idée d’une atmosphère fortement réductrice, qui avait servi de cadre à l’expérience fondatrice de Miller-Urey et à l’essor de la chimie prébiotique, n’a jamais été abandonnée pour des raisons uniques, mais progressivement fragilisée par un ensemble convergent d’arguments issus de disciplines très différentes.
Dès les années 1960 et 1970, les données issues de la planétologie comparée (Vénus et Mars) ainsi que les contraintes photochimiques sur la stabilité de composés comme l’ammoniac et le méthane, ont profondément modifié la vision d’une atmosphère primitive riche en gaz fortement réducteurs. Parallèlement, les progrès en géochimie et en modélisation de la formation de la Terre ont conduit à envisager une différenciation beaucoup plus rapide du noyau terrestre qu’on ne l’imaginait auparavant, rendant peu probable la persistance prolongée d’une atmosphère très réductrice.
L’un des points décisifs de cette évolution conceptuelle réside dans la prise en compte de la haute atmosphère et des processus de photolyse, qui ont mis en évidence l’instabilité de l’hydrogène et donc la difficulté à maintenir durablement un milieu globalement réducteur. À partir de ces résultats, une atmosphère dominée par le dioxyde de carbone, éventuellement accompagnée de faibles quantités de composés réduits, s’est progressivement imposée comme scénario de référence.
Cependant, loin de signifier la fin de la chimie prébiotique, cette évolution a conduit à une reconfiguration profonde du champ. Les travaux expérimentaux ont montré que la synthèse de molécules organiques restait possible dans des conditions beaucoup plus neutres que celles initialement envisagées.
Aujourd’hui, le statut de l’hypothèse réductrice est donc nuancé : elle n’est plus considérée comme représentative de l’atmosphère globale primitive de la Terre, mais elle n’est pas totalement exclue à l’échelle locale ou transitoire (par exemple dans des environnements volcaniques ou hydrothermaux).
Ainsi, loin d’un récit linéaire de remplacement d’une théorie par une autre, l’histoire de cette controverse illustre la dynamique même des sciences de la Terre et de l’origine de la vie : une construction progressive, fondée sur l’intégration de données hétérogènes, où chaque avancée expérimentale ou géologique redéfinit la crédibilité d’une hypothèse autrefois dominante sur l’émergence des premières formes de vie sur la Terre.
Laisser un commentaire