Le vivant, une force géologique

Or, il a été démontré, il y a quelques années, que les organismes vivants ont contribué de manière significative à l’histoire géologique de notre planète, notamment au développement de nombreuses nouvelles espèces minérales ; jusqu’au point où certains chercheurs [1] ont même utilisé le terme d’« évolution minérale » pour mieux marquer cette influence.

Sur les 4300 espèces minérales que nous connaissons aujourd’hui (une cinquantaine d’espèces nouvelles sont découvertes chaque année), les deux tiers doivent en effet leur existence à l’influence de la vie. Tel est le cas, par exemple, pour la grande famille des oxydes, des minéraux formés par l’oxydation de différents métaux et autres minéraux. Or, l’oxygène libre atmosphérique nécessaire à une activité d’oxydation remonte à 2,5 milliards d’années, début de ce que l’on a appelé la « grande oxydation », provoquée par la multiplication explosive de microbactéries. Cela vaut également pour les carbonates, des minéraux formés en grande partie par la précipitation, au fond des océans, de produits issus de l’activité des bactéries.

Cette diversité minéralogique ne touche cependant que les trois premiers kilomètres de la croûte terrestre. C’est pourquoi on persiste malgré tout à considérer la vie comme une force géologique mineure.

Une nouvelle théorie, fort étonnante, est toutefois apparue sur la scène scientifique en 2006 [2]. Elle affirme que les organismes vivants ont joué un rôle fondamental dans l’émergence des continents ! Cette théorie décrit une série de mécanismes subtils, mais ô combien puissants, qui auraient permis à de simples bactéries d’accomplir une œuvre aussi magistrale. Nous allons tenter ici d’en présenter les principaux fondements, et ce de manière aussi pédagogique que possible.

 L’histoire mouvementée de la croûte terrestre

L’histoire de la Terre remonte à 4,55 milliards d’années. Mais il y a une période, celle des 550 premiers millions d’années, pour laquelle nous ne savons presque rien. Cette période a été baptisée Hadéen, nom dérivé du grec Hadès et désignant le monde d’en-dessous, le monde invisible.

La principale raison pour cela est que nous n’avons trouvé aucun vestige de ce qui aurait pu constituer les premiers éléments de croûte terrestre. Toute partie de la surface terrestre qui se serait refroidie et endurcie au cours de cette période semble avoir sombré dans les profondeurs de l’Hadès.

Afin de mieux comprendre ce qui s’est passé, il convient de savoir que la croûte terrestre (appelée lithosphère par les géologues) se divise aujourd’hui en deux grandes couches [3], qui sont essentiellement solidaires l’une avec l’autre : il y a d’abord, en surface, une alternance de plaques formées soit de croûte océanique soit de croûte continentale. Puis juste au-dessous, il y a une couche plus homogène, la partie solide du manteau supérieur (consulter en cliquant ici le schéma du Prof. Bourque.).

En-dessous de la lithosphère, il y a une autre couche qui est beaucoup plus épaisse, qui joue un rôle fondamental : il s’agit de la partie plastique du manteau supérieur, un milieu aux caractéristiques peu connues, au sein duquel on trouve des cellules de convection de la chaleur (voir figure 1) issue de la radioactivité présente dans les profondeurs de notre planète (manteau inférieur et noyau).

 La croûte océanique

La première croûte à s’être formée à la surface de notre planète était une croûte dite « océanique », pas seulement parce qu’elle se trouvait sous les océans déjà présents, mais surtout à cause de sa composition particulière, qui est restée la même jusqu’à nos jours.

Autre caractéristique étonnante : cette croûte est formée puis détruite en permanence, sous l’action de ce qu’on appelle le « tapis roulant océanique ». Celui-ci est à l’origine de ce qui va devenir par la suite la tectonique des plaques, responsable encore aujourd’hui du volcanisme et des tremblements de terre (voir figure 1). Pour cette raison, les plus vieux éléments de croûte océanique existant aujourd’hui ne datent que de 170 millions d’années : on comprend pourquoi il reste aucune trace de ce qui a été créé au cours de l’Hadéen.

Figure 1. La tectonique des plaques

La croûte océanique est fabriquée en permanence le long de la dorsale (au centre), puis se déplace vers les zones de subduction (à gauche et à droite de la figure) où elle sera finalement détruite. On estime que 20 kilomètres cubes de croûte océanique sont fabriqués au total chaque année le long de toutes les dorsales océaniques de notre planète.

Avant d’aller plus loin, il est important de décrire la composition chimique de la croûte terrestre en général, puis plus particulièrement de la croûte océanique.

Tableau 1. Composition chimique de la croûte terrestre.

Pour ce qui concerne la croûte terrestre (croûte océanique/croûte continentale + manteau solide), celle-ci contient 75 % d’oxygène et de silicium (voir tableau 1). L’atome de silicium (de numéro atomique 14) est ainsi l’élément le plus abondant de la croûte terrestre après l’oxygène.

Or, l’atome de silicium est à la minéralogie ce que l’atome de carbone est à la chimie organique : il a donné naissance, tout au long du processus d’évolution minérale que nous allons décrire par la suite, à une immense famille de minéraux appelés « silicates » (environ 25% de toutes les espèces minérales). Tous les silicates sont composés de tétraèdres SiO4, contenant un atome de silicium en son centre et quatre d’oxygène à chaque sommet. C’est là leur trait commun, ce qui les définit comme membres d’une même famille.

Leur grande diversité provient de deux facteurs : le premier est que l’on trouve, entremêlés à ces tétraèdres SiO4 et dans des proportions différentes, d’autres atomes comme le magnésium, le fer, le potassium, l’aluminium, le sodium et le calcium.

Le deuxième facteur est ce qui permet de diviser la famille des silicates en cinq sous-groupes, en fonction de la manière dont les tétraèdres SiO4 sont rattachés entre eux : ils peuvent être soit isolés, soit reliés en chaînes simples, en chaînes doubles, en couches ou même en réseaux (voir tableau 2). Ceci donne lieu à des minéraux plus ou moins riches en métaux et de structure très différente. La chose essentielle à retenir pour la suite est que la densité massique (masse par unité de volume) des silicates varie sensiblement en fonction du groupe auquel ils appartiennent.

Tableau 2. Composition chimique des grands groupes de silicates

 Fabrication de la croûte océanique

Contrairement à la croûte continentale (que nous décrirons plus loin), la croûte océanique est constituée exclusivement de silicates. Elle est fabriquée dans des régions appelées « dorsales océaniques », qui semblent former une sorte de colonne vertébrale au milieu des océans. (Un coup d’œil rapide sur un globe terrestre ou une recherche sur Internet suffisent à identifier la « dorsale médio-atlantique », la plus facilement reconnaissable pour un profane.)

Le processus de fabrication commence par une fusion locale de la couche solide du manteau, située juste en-dessous de la dorsale. Cette fusion est causée par les cellules de convection de la chaleur qui se trouvent dans la couche d’en-dessous, la partie plastique du manteau. Comme on peut le voir dans la Figure 1, chaque cellule de convection est un genre de boucle au sein de laquelle circule la chaleur. Lorsque deux boucles fonctionnent en sens opposé (en image miroir l’une par rapport à l’autre), la chaleur s’accumule au milieu, sous la dorsale océanique.

Ce phénomène provoque une fusion dite « partielle » de péridotite, l’unique type de roche [4] qui compose le manteau et qui est formée de seulement trois silicates : une grande partie d’olivine (tétraèdres isolés), un peu de pyroxène (chaînes de tétraèdres simples) et une quantité très faible de plagioclase (réseaux de tétraèdres en 3D). On peut calculer, à partir de leurs formules chimiques (2e colonne du tableau 2), que l’olivine et le pyroxène sont les deux silicates qui présentent la plus forte teneur en magnésium et en fer. Ils sont par conséquent les plus lourds.

Quant à la fusion partielle, il s’agit d’un processus bien connu des géologues, par lequel les différents minéraux contenus dans une roche se liquéfient l’un après l’autre, au fur et à mesure que progresse la température. Dans le cas de la péridotite, le magma produit par la fusion partielle est plus concentré en pyroxène et en plagioclase, car l’olivine est la dernière à se liquéfier.

Ce magma est par conséquent plus léger que la péridotite d’origine et cherche à s’échapper du manteau en remontant, tout en se refroidissant, par les fissures de la croûte située juste au-dessus. C’est ce processus qui permet de former, en permanence, de la nouvelle croûte océanique. On estime que 20 kilomètres cubes de croûte océanique sont fabriqués au total chaque année le long de toutes les dorsales océaniques de notre planète. La péridotite du manteau se transforme ainsi, grâce à ce processus, en basalte ou en gabbro, les deux principales roches formant le fond des océans. Le basalte monte plus près de la surface que le gabbro et présente des grains plus fins, bien que la composition chimique des deux roches soit la même ; rappelons encore une fois qu’elles sont toutes deux pauvres en olivine.

 Apparition de la croûte continentale

Comme nous l’avons déjà dit, un peu plus de 550 millions d’années se sont écoulées avant que la croûte océanique soit en mesure de résister à l’œuvre de destruction permanente du tapis roulant océanique. Pour qu’une telle résistance puisse avoir lieu, il a fallu attendre que se mette en route un lent processus d’altération du pyroxène et du plagioclase contenus dans la couche de basalte ; l’olivine, beaucoup plus stable, restera pour sa part relativement intouchée.

Ce processus d’altération est l’œuvre de l’eau qui pénètre dans les failles microscopiques du basalte. Des atomes comme le fer, le magnésium, et surtout le calcium et le sodium sont arrachés à la roche mère puis libérés dans l’eau (d’où l’origine du sel dans les océans), tandis que les tétraèdres de silicium et d’oxygène, plus les autres atomes restants emprisonnés dans la roche mère, se recombinent en chaînes doubles ou en couches (voir tableau 2) pour former une nouvelle série de silicates tels que les amphiboles et les argiles. Les atomes de silicium arrachés se recombinent de leur côté avec des atomes d’oxygène pour former de la silice pure, qui vient se déposer sous forme de sédiments au fond des océans.

Ainsi, à partir des trois seuls minéraux qui composent le basalte (pyroxène, plagioclase et olivine), la nature a créé toute une série de nouveaux silicates allant de l’amphibole jusqu’à la silice pure, c’est-à-dire le quartz.

Tout ceci forme un nouveau type de matériau, qui se trouve par la suite entraîné dans les zones de subduction océaniques. Si les dorsales sont l’endroit où se crée la croûte océanique, les zones de subduction sont l’endroit où elle est détruite. Nous sommes en effet à l’autre extrémité du tapis roulant océanique (figure 1), l’endroit où un bout de croûte océanique plonge en-dessous d’une autre plaque.

En raison des fortes pressions et frictions qui règnent dans ces zones, les bouts de croûte plongeants sont « digérés » par le manteau, et ce de « manière sélective » grâce au phénomène de fusion partielle que nous avons décrit précédemment.

Figure 2. Granite

Le granite, que l’on trouve en si grande quantité sur Terre, est en réalité extrêmement rare dans le système solaire (et peut-être même l’univers) car on ne le trouve que sur des corps célestes qui ont été soumis à l’action combinée de la tectonique des plaques et d’une altération significative des silicates.

Ainsi, avec la fusion partielle, les silicates plus légers (en l’occurrence les amphiboles, les argiles et la silice) fondent les premiers et un nouveau type de magma, dont la composition diffère de celui qui a donné naissance au basalte des dorsales océaniques [5] , se trouve réinjecté dans la croûte terrestre par les volcans situés au-dessus de ces zones. Ici naîtra, une fois le magma refroidi, un nouveau composé, le granite, appelé à jouer un rôle fondamental dans la formation des continents.

Dans un premier temps cependant, et bien qu’ils fussent plus légers, ces noyaux de granite finissaient malgré tout par se mélanger au basalte de la croûte océanique et se faire « avaler » avec lui dans les zones de subduction. Mais en raison d’une accélération du processus d’altération, les volcans se mirent à en produire tant que le granite finit par s’accumuler pour former des plaques suffisamment grandes pour « flotter » au-dessus des zones de subduction. Ces premiers blocs caractérisés par leur pérennité (supérieure à 170 millions d’années !) furent baptisés « cratons ».

C’est de cette manière que commencèrent à se former, il y a quatre milliards d’années, les premiers morceaux de ce nouveau type de croûte baptisée « continentale ». C’est autour de ces cratons qu’allait s’accumuler la matière nécessaire à la formation des continents.

Figure 3.

Composition minéralogique des roches ignées. Diagramme utilisé par les géologues pour décrire la composition minéralogique des roches ignées (issues de la cristallisation de lave ou magma).
Exemple de lecture : la péridotite (colonne de droite), que l’on retrouve seulement dans la partie solide du manteau, est exclusivement composée de trois minéraux : l’olivine, le pyroxène et le plagioclase. Le basalte et le gabbro (colonne suivante en se déplaçant vers la gauche) ont la même composition minéralogique. Le premier a des grains plus fins et se situe à la surface des fonds océaniques tandis que le second est un peu plus en profondeur et a des grains un peu plus gros. Ceci est dû à un temps de refroidissement légèrement plus long. Les deux contiennent beaucoup moins d’olivine que la péridotite, mais plus de pyroxène et de plagioclase et éventuellement un peu d’amphibole. À l’extrême gauche du diagramme, on trouve la rhyolite et le granite (grains plus fins pour le premier et plus gros pour le second), qui contiennent beaucoup de quartz (silice pure), de feldspath et de plagioclase, et un peu de biotite (les petits morceaux de feuillets noirs que l’on trouve dans le granite). Rappelons que le granite est plus léger que la péridotite, car cette dernière contient beaucoup d’olivine, le plus lourd de tous les silicates.

Nous ne savons pas encore de manière certaine si ce processus pouvait s’entretenir de lui-même, ou s’il avait besoin d’une aide supplémentaire. On aurait pu croire, de prime abord, que le taux de croissance des nouveaux continents allait rester constant, mais l’histoire géologique démontre qu’il s’est grandement accéléré à partir d’un certain moment.

 Le rôle catalyseur de la vie

Il y a 3,8 milliards d’années environ, un autre processus avait également commencé à se manifester. Il est étroitement lié à la capacité de reproduction des organismes vivants, et sa caractéristique essentielle est d’évoluer à un rythme exponentiel.

Les premiers signes d’activité biologique à la surface de la Terre allaient d’abord se présenter, et ce pour une longue période, sous la forme de bactéries. Celles-ci allaient régner en maître incontesté pendant au moins 3,2 milliards d’années, jusqu’à l’arrivée des premiers êtres pluricellulaires.

Mais en attendant que cela ne se produise, trois grandes « générations » de bactéries, se multipliant au fond des océans, allaient servir de catalyseur au processus d’altération des silicates et accroître significativement la production de matière première nécessaire à la fabrication du granite. Les bactéries colonisent les microfailles et les arrêtes du basalte reposant au fond de l’eau, et forment des biofilms permettant d’isoler la surface minérale dans un microenvironnement où règne une acidité plus grande que celle régnant habituellement dans les océans. Le phénomène d’altération se trouve ainsi facilité.

Une littérature scientifique extensive, résultant d’un grand nombre d’études et d’expériences, a été publiée au cours des 15 dernières années, qui tend à démontrer non seulement qu’il existe encore aujourd’hui une riche vie bactérienne au fond des océans, mais aussi qu’un mélange de basalte et d’eau peut entretenir l’existence de la vie en fournissant l’énergie géochimique et les ions nécessaires dans des lieux où les rayons solaires ne pénètrent pas directement.

Ainsi, une première génération de bactéries a pu se développer très tôt en comptant sur la seule énergie géochimique fournie par la couche de basalte. Une autre source d’énergie, plus généreuse, était toutefois disponible : la chaleur libérée près des dorsales océaniques ou par les volcans situés au-dessus des zones de subduction. Ces bactéries pouvaient donc se mettre à l’œuvre aux deux extrémités du tapis océanique, mais étant donné que presque rien ne se passait entre les deux, l’altération des silicates ne pouvait pas se produire partout au même rythme.

Avec l’apparition de la photosynthèse, les bactéries allaient pouvoir compter sur une source d’énergie beaucoup plus importante [6]. En captant l’énergie du soleil et en l’emmagasinant sous forme d’énergie chimique beaucoup plus dense, ces bactéries de « seconde génération », dites « anoxygéniques », pouvaient ainsi étendre leur domaine et accroître à nouveau leur impact sur le processus d’altération des silicates ! Des études récentes [7] montrent que ce processus se serait manifesté, du moins à une échelle suffisamment grande pour laisser des traces encore observables aujourd’hui, il y a déjà 3,4 milliards d’années environ.

 Grande oxydation et couche d’ozone : la colonisation des continents

L’émergence d’une « troisième génération » de bactéries (cyanobactéries ou algues bleues) allait donner un nouveau coup d’accélérateur au processus d’altération des silicates. Celles-ci sont à l’origine d’un nouveau type de photosynthèse dite « oxygénique », beaucoup plus efficace et accomplie à une bien plus grande échelle. Cette révolution a eu lieu il y a 2,5 milliards d’années et correspond à ce que nous appelons, comme nous l’avons évoqué au début de cet article, la « grande oxydation », c’est-à-dire à la transformation radicale de l’atmosphère terrestre et à la formation de la couche d’ozone.

L’échelle horizontale est en milliards d’années. Le protérozoïque est l’ère géologique qui correspond à l’émergence et la domination des bactéries, jusqu’à l’apparition des organismes pluricellulaires au phanérozoïque. C’est pendant cette ère que le taux de formation de la masse continentale a été le plus important.

La protection accordée par la couche d’ozone contre les rayons ultraviolets nocifs du Soleil allait par la suite permettre aux organismes vivants de sortir des océans et coloniser les continents que leurs ancêtres, les bactéries, avaient elles-mêmes contribué à fabriquer ! La figure 4 montre ce phénomène d’accélération notable dans la formation des continents, correspondant à l’activité grandissante de ces trois grandes générations de bactéries.

Tout au long de l’histoire géologique de notre planète, on constate l’action d’une inlassable créativité, inhérente à la nature. Chaque nouvelle invention crée les conditions nécessaires aux évolutions qui vont suivre, et l’impact cumulé de ces nouvelles formes d’activité débouche sur un résultat qui est loin de ressembler au processus hasardeux décrit par Darwin.

Si une compréhension approfondie de l’interaction entre les processus purement physiques et biologiques génère, comme nous venons de le voir, des surprises de taille, il y a fort à parier qu’en approchant l’activité humaine sous un jour nouveau, en évaluant par exemple l’impact de notre activité sur la biosphère sous un œil moins négatif qu’aujourd’hui, nous serons amenés à faire des découvertes encore plus surprenantes.