L'atmosphère terrestre et la vie

a) Les pourcentages sont donnés en volume, donc V(gaz) = pourcentage × V(air).
V(N₂) = 0,781 × 250 = 195,25 L, soit ≈ 195 L.
V(O₂) = 0,209 × 250 = 52,25 L, soit ≈ 52,3 L.

b) 1 % = 10 000 ppm, donc 0,042 % = 0,042 × 10 000 = 420 ppm.
V(CO₂) = 0,000 42 × 250 = 0,105 L = 105 mL.

c) L'atmosphère primitive (≈ 4,6 Ga) contenait surtout N₂, CO₂ et H₂O, sans O₂.
• N₂ : déjà présent ; peu réactif, il est resté dans l'air et est devenu majoritaire.
• H₂O : très abondante sous forme de vapeur, elle s'est condensée en océans lors du refroidissement de la surface.
• CO₂ : très abondant, il n'est plus qu'à l'état de traces : il s'est dissous dans l'océan puis a été piégé dans les roches carbonatées.
• O₂ : absent, il atteint aujourd'hui ≈ 21 % ; il a été produit par la photosynthèse.
Conclusion : l'air actuel résulte de la condensation de l'eau, du piégeage du CO₂ et de l'activité photosynthétique du vivant.

a) 6 CO₂ + 6 H₂O → C₆H₁₂O₆ + 6 O₂, grâce à l'énergie lumineuse captée par la chlorophylle.
Réactifs : dioxyde de carbone et eau. Produits : glucose (matière organique) et dioxygène.

b) D'après l'équation, 6 mol de CO₂ consommées correspondent à 6 mol de O₂ libérées : n(O₂) = n(CO₂) = 0,15 mol.
m(O₂) = n × M = 0,15 × 32 = 4,8 g.

c) 6 mol de CO₂ donnent 1 mol de glucose : n(glucose) = 0,15 ÷ 6 = 0,025 mol.
m(glucose) = 0,025 × 180 = 4,5 g.

d) Ce sont les cyanobactéries : des êtres unicellulaires procaryotes (sans noyau), chlorophylliens, vivant dans l'océan. Elles libèrent du O₂ depuis plus de 2,5 Ga au moins.

a) O₂ + UV → 2 O, puis O + O₂ → O₃.
Les UV apportent l'énergie nécessaire pour casser la molécule de dioxygène en deux atomes d'oxygène très réactifs, qui s'associent ensuite chacun à une molécule de O₂.

b) L'ozone est concentré dans la stratosphère, principalement entre ≈ 15 et 35 km d'altitude.

c) e = 320 × 0,01 mm = 3,2 mm. Toute la couche d'ozone, ramenée aux conditions normales, n'aurait que quelques millimètres d'épaisseur.

d) Les UV-B et UV-C sont absorbés par l'ADN, qu'ils endommagent : ils sont mutagènes. Ils provoquent des mutations, des cancers de la peau chez l'être humain, et tuent les micro-organismes exposés. La couche d'ozone protège donc le vivant en filtrant ces rayonnements.

a) Un réservoir est en régime stationnaire quand son stock reste constant : la somme des flux entrants est égale à la somme des flux sortants.
Flux sortants : 81 + 92 = 173 GtC/an, donc le flux entrant total vaut 173 GtC/an.

b) τ = stock ÷ flux sortant = 920 ÷ 173 ≈ 5,32, soit τ ≈ 5,3 ans.

c) En régime stationnaire, l'océan profond reçoit 92 GtC/an et en cède donc autant.
τ' = 37 000 ÷ 92 ≈ 400 ans.
Rapport : 400 ÷ 5,3 ≈ 75. Le carbone séjourne environ 75 fois plus longtemps dans l'océan profond : c'est un réservoir lent, où le carbone est isolé de l'atmosphère pendant des siècles.

d) Le temps de résidence est une durée moyenne : certains atomes quittent l'océan superficiel en quelques jours, d'autres y restent bien plus longtemps. La valeur de 5,3 ans ne fixe aucune durée maximale : l'affirmation de l'élève confond moyenne et maximum.

a) Fe : 4 à gauche, 2 × 2 = 4 à droite. O : 2 + 4 = 6 à gauche, 2 × 3 = 6 à droite. H : 4 × 2 = 8 de chaque côté.
Charges : 4 × (+2) = +8 à gauche ; 8 × (+1) = +8 à droite. L'équation est équilibrée.

b) M(Fe₂O₃) = 2 × 55,8 + 3 × 16,0 = 111,6 + 48,0 = 159,6 g/mol.

c) m = 1,00 t = 1,00 × 10⁶ g, donc n(Fe₂O₃) = 1,00 × 10⁶ ÷ 159,6 ≈ 6,27 × 10³ mol.
D'après l'équation, 1 mol de O₂ donne 2 mol de Fe₂O₃ : n(O₂) = 6,27 × 10³ ÷ 2 ≈ 3,13 × 10³ mol.
m(O₂) = 3,13 × 10³ × 32,0 ≈ 1,00 × 10⁵ g, soit ≈ 100 kg de O₂.

d) Tant que l'océan contenait du fer dissous Fe²⁺, le O₂ produit par les cyanobactéries était consommé pour former Fe₂O₃, qui précipitait au fond : il ne pouvait pas passer dans l'atmosphère. Les fers rubanés représentent donc un énorme « puits » de O₂, qui explique le délai entre les débuts de la photosynthèse et la Grande Oxydation.
Leur raréfaction s'explique par l'épuisement du fer dissous : un océan oxygéné ne peut plus garder de grandes quantités de Fe²⁺ en solution.

a) m(C) = 0,82 × 5 200 = 4 264 t de carbone par jour.

b) C + O₂ → CO₂ : 1 mol de carbone (12 g) donne 1 mol de CO₂ (44 g). Les masses sont donc proportionnelles, de rapport 44/12.
m(CO₂) = 4 264 × 44 ÷ 12 ≈ 15 635 t, soit ≈ 1,56 × 10⁴ t de CO₂ par jour.

c) Le carbone du charbon a été prélevé dans le CO₂ de l'atmosphère ancienne par la photosynthèse de végétaux continentaux (par exemple les forêts marécageuses du Carbonifère). À leur mort, une petite partie de cette matière organique a été enfouie rapidement en milieu pauvre en O₂, ce qui a empêché sa décomposition ; l'augmentation de la température et de la pression avec l'enfouissement l'a transformée en charbon pendant des millions d'années.

d) La formation du charbon exige des dizaines de millions d'années, alors que les gisements sont brûlés en quelques décennies ou siècles. Le stock ne se reconstitue pas à l'échelle humaine : le charbon est une ressource non renouvelable.

a) Ces grains ont été arrachés à des roches, puis transportés par les rivières, donc exposés à l'atmosphère. S'ils avaient été au contact de O₂, ils se seraient oxydés rapidement. À 3,0 Ga, l'atmosphère était donc pauvre en dioxygène.

b) À 2,7 Ga, le fer du sol a été lessivé : il est resté sous forme Fe²⁺ soluble et a été emporté par l'eau, ce qui suppose l'absence de O₂. À 2,2 Ga, le fer est resté sur place sous forme d'oxydes ferriques Fe³⁺ insolubles : il a été oxydé dans le sol. L'air contenait du O₂ à 2,2 Ga, pas à 2,7 Ga.

c) Le plus récent indice « sans O₂ » date de 2,7 Ga, le plus ancien indice « avec O₂ » de 2,2 Ga : l'enrichissement de l'atmosphère se situe entre 2,7 et 2,2 Ga. Cet encadrement contient l'âge de ≈ 2,4 Ga retenu pour la Grande Oxydation : les données sont cohérentes. Le grès de 1,8 Ga confirme que l'air est resté oxygéné ensuite.

d) Les fers rubanés prouvent seulement la présence de O₂ dans l'océan, là où vivaient les cyanobactéries. Ce O₂ était consommé sur place par le fer dissous et ne passait pas dans l'atmosphère. Une production océanique ancienne est donc compatible avec une atmosphère encore pauvre en O₂ jusque vers 2,4 Ga.

a) Entre 0 et 30 min, la concentration passe de 8,3 à 10,4 mg·L^-1, régulièrement (+0,7 mg·L^-1 toutes les 10 min).
v_lumière = (10,4 − 8,3) ÷ 30 = 2,1 ÷ 30 = 0,070 mg·L^-1·min^-1.

b) Entre 30 et 60 min : v_obscurité = (9,95 − 10,4) ÷ 30 = −0,45 ÷ 30 = −0,015 mg·L^-1·min^-1.
La vitesse est négative : sans lumière, la photosynthèse s'arrête et seule la respiration des cyanobactéries se poursuit ; elle consomme du O₂.

c) À la lumière, la variation mesurée est un bilan : production brute (photosynthèse) moins consommation (respiration). Donc production brute = 0,070 + 0,015 = 0,085 mg·L^-1·min^-1, ce qu'il fallait montrer.

d) Le raisonnement oublie trois consommations de O₂ :
• la nuit, la respiration consomme du O₂ sans production ;
• la matière organique fabriquée est ensuite décomposée par d'autres organismes, ce qui reconsomme exactement le O₂ libéré lors de sa synthèse : il n'y a de gain net que si une partie de cette matière est enfouie dans les sédiments ;
• dans l'océan ancien, le O₂ oxydait le fer dissous (fers rubanés) et réagissait avec les gaz volcaniques réduits.
Le O₂ produit a donc été consommé pendant des centaines de millions d'années : il ne s'accumule dans l'atmosphère qu'à partir de ≈ 2,4 Ga, bien après les premiers stromatolites.

a) Plus la colonne d'ozone est faible, plus l'éclairement UV-B au sol est élevé, et l'augmentation s'accélère. De 350 à 200 DU, il passe de 100 à 185 : hausse de 85 %, pour une baisse d'ozone de (350 − 200) ÷ 350 ≈ 43 %.

b) 350 × 0,01 = 3,5 mm ; 200 × 0,01 = 2,0 mm. Une perte de 1,5 mm d'ozone suffit à presque doubler les UV-B reçus.

c) Pour 350 DU (UV-B relatifs 100), 90 % des bactéries survivent ; pour 200 DU (UV-B relatifs 185), seulement 55 %. La mortalité passe de 10 % à 45 %, soit 4,5 fois plus.
Les UV sont absorbés par l'ADN, qu'ils lèsent : ils sont mutagènes. Au-delà d'un certain nombre de lésions non réparées, la cellule meurt ; sinon elle peut porter des mutations.

d) Formation : (1) O₂ + UV → 2 O ; (2) O + O₂ → O₃. Les 2 atomes O issus de (1) réalisent deux fois la réaction (2). En additionnant (1) + 2 × (2) : O₂ + 2 O + 2 O₂ → 2 O + 2 O₃, et en simplifiant les 2 O : 3 O₂ → 2 O₃.
L'ozone ne peut se former qu'à partir de O₂. Avant la Grande Oxydation (≈ 2,4 Ga), l'atmosphère était pauvre en O₂, donc presque sans ozone : les UV atteignaient la surface. D'après les documents, la vie y était très exposée ; elle restait protégée par l'eau, et la colonisation durable des continents n'a eu lieu qu'une fois la couche d'ozone épaisse (≈ 0,47 Ga pour les premières plantes terrestres).

e) Le trou de la couche d'ozone est dû à des gaz chlorés et bromés d'origine industrielle, surtout les CFC, qui détruisent l'ozone stratosphérique ; leur usage est encadré depuis le protocole de Montréal (1987). Le CO₂ ne détruit pas l'ozone : son augmentation relève d'un autre phénomène, l'effet de serre. L'élève confond deux problèmes atmosphériques distincts.

a) Émissions totales : 9,8 + 1,2 = 11,0 GtC/an. Le carbone émis se retrouve dans les trois réservoirs :
puits continental = 11,0 − 5,1 − 2,8 = 3,1 GtC/an.

b) Fraction restant dans l'atmosphère : 5,1 ÷ 11,0 ≈ 0,46, soit ≈ 46 %, ce qui est bien inférieur à 50 %. Plus de la moitié du carbone émis est donc absorbée par l'océan (≈ 25 %) et les continents (≈ 28 %).

c) 5,1 ÷ 2,12 ≈ 2,4 ppm par an.

d) Durée ≈ 1 150 ÷ 9,8 ≈ 117 ans, soit un peu plus d'un siècle.
Ces réserves se sont constituées en des dizaines à centaines de millions d'années, à partir d'une très faible fraction de la matière organique enfouie à l'abri du O₂. Le rapport des deux durées dépasse 100 000 : à l'échelle humaine, ces réserves ne se renouvellent pas.

e) • Océan : le CO₂ de l'air se dissout dans les eaux de surface, d'autant plus que sa teneur atmosphérique augmente ; une partie est transférée vers l'océan profond, et le plancton photosynthétique en fixe aussi.
• Continents : la photosynthèse dépasse légèrement la respiration et la décomposition ; la végétation et les sols stockent donc du carbone sous forme de matière organique.