La Terre Primitive : Berceau de la vie

Liste des participants

Wladyslaw Altermann, Nicolas Arndt, Sam Bowring, André Brack (Organisateur), Roger Buick, Sjoukje De Vries, Maarten De Wit, Yves Fouquet, Nils Holm, Philippe Labrot, Bernard Marty, Wout Nijman, Euan Nisbet, Beate Orberger, Daniele Pinti, Minik Rosing, Franck Selsis, Mark Van Zuilen, Cyrille Vanlerberghe, Frances Westall (Organisateur)

Compte-rendu

La Terre primitive : berceau de la vie
André Brack, France Westall
1-7 mars 2004

Le but du colloque était de mieux comprendre l’environnement de la Terre primitive au moment de l’émergence de la vie (contexte géologique, climat, atmosphère, hydrosphère) et de recenser les vestiges fossilisés de la vie primitive dans son évolution et sa diversification. Les participants se sont attachés à mettre en relation les données de la micropaléontologie avec celles de la géologie d’une Terre primitive très différente de la Terre actuelle. Cette mise en relation constituera une aide précieuse pour la recherche d’une vie extraterrestre, sur Mars ou sur Europe, par exemple.
A cette fin, le colloque a réuni 18 participants internationaux (Afrique du Sud, Allemagne, Danemark, France, Italie, Pays-Bas, Royaume Uni, USA) qui ont résumé l’état actuel des connaissances. Les présentations et les discussions furent réparties en plusieurs groupes: (1) la formation de la Terre et l’évolution géologique précoce de la Terre, (2) l’origine de l’atmosphère et de l’océan, (3) les conditions à la surface de la Terre primitive, et (4) l’origine de la vie et les vestiges de la vie dans les roches très anciennes.  Chaque sujet a été traité par plusieurs conférenciers avec des approches et des hypothèses différentes, ce qui a provoqué des discussions animées et fructueuses.
Les participants ont énormément apprécié le caractère multidisciplinaire du colloque de même que la complémentarité entre les jeunes chercheurs et les chercheurs confirmés. Les participants ont été ravis de pouvoir dialoguer avec des spécialistes de thèmes de recherche différents mais complémentaires, dans un cadre exceptionnel. La Terre primitive, l’apparition et l’évolution précoce de la vie suscitent un grand intérêt et sont d’une grande actualité.

Nicholas Arndt planta le décor en décrivant les conditions qui régnaient à la surface de la Terre pendant l’Archéen. Ces conditions étaient très différentes des conditions actuelles. Deux approches sont utilisées pour comprendre ces différences: les modèles basés sur les propriétés physiques de la Terre primitive, d’une part, et l’analyse des plus anciennes roches terrestres. Les questions fondamentales portent sur la nature des fonds océaniques, l’importance des terres émergées et l’existence de continents. Dans sa jeunesse, la Terre était plus chaude, avec comme conséquence un manteau terrestre plus chaud et sec, une convection du manteau plus active, d’où une production plus élevée de magma et une croûte plus épaisse. La chaleur plus élevée du manteau a conféré des compositions particulières aux laves les plus anciennes. L’importance de la croûte continentale était probablement similaire à celle observée aujourd’hui mais les continents étaient moins élevés et plus au moins immergés avec de fréquents plateaux marins volcaniques.
La description de la Terre primitive est rendue difficile par l’absence de roches plus vieilles que 4.0 milliards d’années (giga années, Ga), roches qui ont été détruites par la tectonique de plaques. Cependant, de nombreux cristaux de zircons (cristaux de silicate de zirco­nium renfermant des traces d’uranium et thorium, ce qui permet de les dater) retrouvés dans des roches plus récentes, témoignent de la présence d’une abondante croûte continentale. En effet, la présence de ces zircons révèle la formation précoce de granites par la tectonique de plaques quasiment dès le début de l’histoire de la Terre, ainsi que l’existence d’un océan.
En ce qui concerne le type de tectonique active sur la Terre primitive, il semble qu’une tectonique primitive de panaches ait co-existé avec une tectonique plus évoluée de plaques, peut-être en alternance dans différentes parties du globe.

Sam Bowring décrivit la croûte terrestre primitive. En fait, il n’en reste pratiquement rien car la plus grande partie de ce qui a été produit initialement a été recyclé, voire même quelques fois enfouie profondément dans le manteau. Les fractions qui ont survécu sont des gneiss, vestiges de continents primitifs plutôt que de la croûte océanique. La croûte continentale a également été recyclée mais des vestiges remontant au début de l’histoire de la Terre ont été préservés en étant recouverts par des matériaux d’accrétion flottants. Cette accrétion implique que le matériel a été déposé suite à une activité de tectonique de plaque. Le matériau continental le plus ancien est représenté par le gneiss d’Acasta, vieux de 4, 03 Ga. Sa composition géochimique témoigne d’une histoire complexe faite de subduction et de recyclage. Ceci suggère que la tectonique de plaque et la subduction débutèrent très tôt dans l’histoire de la Terre, représentant, en fait, la meilleure façon de dissiper la chaleur d’une Terre primitive beaucoup plus chaude.

La convection thermochimique dans la partie supérieure de la croûte terrestre au Mésoarchéen fut ensuite détaillée par Maarten de Wit. L’étude des roches de l’Archéen inférieur de la ceinture de roches vertes de Barberton, en Afrique du Sud, fournit d’importantes informations sur le recyclage des fluides à travers la croûte de la Terre primitive, en général. L’une des raisons pour lesquelles ce petit terrain, vieux de quelques 3570 à 3080 millions d’années, peut être considéré comme représentatif de la Terre primitive, tient au fait que ces roches ont été superbement protégées en étant enfouies pendant 2, 5 milliards d’années jusqu’à leur remontée à la surface, relativement récente. Au plan géochimique, la ceinture offre la plus large gamme possible de roches différenciées, fournissant ainsi des indices importants quant à l’environnement géologique de l’Archéen. Des processus ignés, métamorphiques et métasomatiques ont interagit systématiquement, et à répétition, pour libérer et transporter des fluides hydratés enrichis en magnésium, silicium, calcium et fer. Ces éléments ont laissé des indices nets d’une forte convection thermochimique au niveau de la croûte supérieure, active tout au long de l’élaboration de la ceinture de roches vertes. Les processus métasomatiques ont dû avoir lieu pendant et/ou très peu de temps après la formation des roches. Ils furent extrêmement efficaces: à certains endroits de la ceinture, ils ont complètement effacé les structures et la géochimie des roches originelles en préservant, en même temps, des détails de texture qui fournissent des informations importants quant au mécanisme de substitution. Les fluides de remplacement étaient tous riches en silice de différentes origines: eau de mer modifiée, hydrosphère de surface renfermant éventuellement de l’eau météoritique et des fluides ignés, hydrosphère de la croûte.
Il y a 3, 4 milliards d’années, la vie avait déjà colonisé différents sites de la région de Barberton. En conséquence, la connaissance de la géochimie des fluides et de leur circulation est importante lorsque l’on cherche à reconstituer la thermochimie des paléoenvironnements de la vie primitive à Barberton et ailleurs sur la Terre. Il existe d’autres gisements qui devront faire l’objet d’une cartographie détaillée, de forage, d’analyse chimique, et d’investigations paléomagnétiques pour pouvoir définir ce que représente chaque ceinture de roches vertes, et établir comment des différences physico-chimiques subtiles ont pu influencer les habitats de la vie primitive.

Bernard Marty présenta la chronologie de la formation et de la différenciation (métaux/silicates, croûte/manteau) de la planète ainsi que de l’origine des composés volatiles de l’atmosphère, car ces deux aspects sont intimement imbriqués. Des indices convergents permettent de penser que la formation des corps célestes suffisamment massifs (jusqu’à la taille de Mars) a nécessité quelques millions d’années, seulement. Ces corps se sont différenciés par fusion en noyau riche en métaux et en manteau de silicates, l’énergie étant produite par la désintégration radioactive, la gravité et l’énergie cinétique des impacteurs extraplanétaires. Le temps que prit la différenciation en noyau métallique et manteau silicaté est estimé à 30 millions d’années Durant cette phase, les gaz de la nébuleuse solaire originelle étaient probablement encore présents. En fait, les planétésimaux de départ devaient être riches en hydrogène et en gaz rares. Des vestiges d’une telle contribution ne se retrouvent que sous la forme de quelques gaz rares, du néon « solaire » dans le manteau terrestre profond ou du xénon « solaire » dans le manteau martien présent dans les météorites martiennes. Ensuite, la Terre continua sa croissance. Durant les 70 premiers millions d’années, le manteau terrestre connu des épisodes d’océans magmatiques qui entraînèrent le dégazage des éléments volatiles (gaz rares, hydrogène, carbone, azote, soufre, halogènes) après dissipation de la nébuleuse solaire. Cette atmosphère terrestre primitive s’échappa dans l’espace durant les premiers 100 millions d’années.
La composition isotopique de l’élément hydrogène des océans terrestres et de l’azote de l’atmosphère permet d’avancer que les météorites primitives riches en éléments volatiles ont constitué la source principale des éléments volatiles de l’atmosphère. A partir de ces mêmes résultats isotopiques, il semble que la contribution des comètes aux océans et à l’atmosphère a été très limitée, de l’ordre de 0, 1%, voire même moins. Les micrométéorites ont probablement apporté une certaine quantité de volatiles et bien que leur flux ait été plus important par le passé, la question reste de savoir si elles ont pu fournir l’intégralité des océans. L’inventaire des cratères lunaires permet d’estimer à environ 1023 g le flux météoritique total reçu par la Terre. Cette livraison « tardive », si elle a réellement eu lieu, aurait fourni 0, 7-2, 7 x 1025 g de matériel météoritique. Cette contribution est capable de fournir une quantité d’éléments volatiles (eau, dioxyde de carbone, azote) comparable à celle contenue aujourd’hui dans les océans et l’atmosphère, fournissant ainsi la limite haute de la contribution météoritique à la fin de la phase d’accrétion.  Dans ce scénario, l’atmosphère de l’Hadéen qui prévalu durant les 2 premiers milliards de l’histoire de la Terre était oxydée, et non pas réductrice, depuis le début.

Franck Selsis décrivit l’atmosphère de la Terre avant l’apparition de la vie. La formation de la Terre peut être divisée en trois phases principales: la formation de « planétésimaux » de moins d’un kilomètre de diamètre à partir de poussière, la croissance irréversibles des embryons jusqu’à 1 à 10% de la masse de la Terre et, finalement, l’accrétion de 10 à 100 de ces embryons pour finalement former la Terre. Près de 100 000 années ont été nécessaires pour réaliser les deux premières étapes, le matériel étant accrété sur le lieu même de formation alors que la formation ultime de la Terre à partir des embryons a pris entre 50 et 150 millions d’années. Dans ce scénario, les embryons sont suffisamment massifs pour que la désintégration radioactive fasse fondre la matière et permette la différenciation en noyau et manteau. Ces embryons peuvent dégazer une atmosphère et/ou en capturer une dans la nébuleuse protosolaire. Une intense irradiation X et UV émanant du jeune Soleil provoqua l’évasion de l’atmosphère primitive réductrice, à l’exception d’une fraction de cette atmosphère qui se trouva emprisonnée à l’intérieur de la Terre.
L’accrétion principale de la Terre prit fin très tôt, probablement entre 4, 5 et 4, 4 milliards d’années. Durant cette phase d’accrétion, des impacts géants frappèrent la Terre, remodelant les conditions chimiques à sa surface. Pendant très longtemps, on a cru les impacts provoquèrent la vaporisation des océans et la stérilisation de la planète, effaçant toute vie qui aurait apparaître avant 3, 8 milliards d’années. Cependant, un réexamen récent des cratères lunaires suggère que le bombardement de la Terre fut moins dramatique qu’imaginé précédemment. De ce fait, l’apparition de la vie sur Terre peut être repoussée jusqu’à la fin de l’accrétion terrestre, voilà quelques 4, 4 milliards d’années.
Il se peut même que la Terre primitive ait été extrêmement froide, dû au fait que la luminosité d’étoiles de type Soleil augmente avec le temps. Au début de leur vie, leur luminosité ne représente que 70% de celle du Soleil actuel. De ce fait, l’illumination de la Terre primitive était beaucoup plus faible qu’aujourd’hui. On dispose cependant d’éléments géologiques (les zircons, en particulier) qui indiquent la présence d’eau liquide il y a 4, 4 milliards d’années et, par conséquent, des températures à la surface du globe guère inférieures à 0°C, probablement grâce à la présence de gaz à effet de serre dans l’atmosphère (dioxyde de carbone, méthane), à une couverture nuageuse moins importante ou encore à un Soleil plus massif. Selon une autre hypothèse, la Terre ressemblait à une boule de neige sur laquelle l’eau liquide ne pouvait subsister que sous forme d’une mince pellicule à la surface de la glace, à midi et sous des faibles latitudes ou à proximité de sources chaudes volcaniques. De telles conditions auraient présenté des conditions intéressantes pour la synthèse prébiotique des molécules organiques complexes.

L’origine et la formation des océans furent détaillées par Daniele Pinti. Les océans jouèrent un rôle déterminant dans l’évolution de la vie. Les molécules organiques nécessaires à la vie furent d’abord synthétisées en solution dans l’eau et la vie primitive se développa probablement à proximité des systèmes hydrothermaux. Les océans protégèrent les molécules organiques des radiations délétères des UV solaires et protégèrent les organismes vivants de l’intense bombardement cométaire et météoritique qui s’abattait sur la jeune Terre. Cependant, notre connaissance de la formation des océans est obérée par le fait que toutes les roches plus vieilles que 4 milliards d’années ont été détruites par la tectonique de plaques. Il nous reste cependant des cristaux de zircons formés il y a 4, 4 milliards d’années, emprisonnés dans des formations rocheuses plus récentes. La signature isotopique des atomes d’oxygène indique que l’eau liquide était présente sur Terre à l’époque de leur formation. Cette eau fut probablement apportée par une pluie continue de météorites, micrométéorites et, dans une moindre mesure, par les comètes. Entre 50 et 150 millions d’années après l’accrétion de la Terre, la surface se refroidit suffisamment pour permettre à la vapeur d’eau présente dans l’atmosphère de se condenser et former les océans (t ³230°C). Le refroidissement des océans se poursuivit et la vie pu apparaître. Un environnement océanique stable s’installa il y a environ 3, 8 milliards, comme l’indiquent les sédiments marins subsistant de cette époque. Les océans primitifs semblent avoir été plus acides, anoxiques et plus riches en sels (halogénures) que les océans actuels.

Nils Holm décrivit la géochimie organique dans les environnements hydrothermaux. La production d’hydrogène et la synthèse organique abiotique dans les roches péridotites ultramafiques ont probablement contribué à la formation des composés organiques sur la Terre primitive. La péridotite, une roche riche en olivine, est abondante dans le manteau supérieur terrestre et remonte parfois jusqu’au plancher océanique. Au contact de la péridotite, l’eau océanique peut être réduite en hydrogène avec une oxydation concomitante du fer divalent en magnétite. L’hydrogène moléculaire libéré peut être utilisé directement par des microorganismes chimioautotrophes de la biosphère des fonds océaniques. A haute température, l’hydrogène peut aussi réagir avec le dioxyde et le monoxyde de carbone en présence d’un catalyseur minéral comme la magnétite pour donner naissance à des composés organiques, des hydrocarbures par exemple, selon la réaction de Fischer-Tropsch. Cette matière organique abiotique peut être utilisée comme source d’énergie par des organismes organo-hétérotrophes et peuvent donc être partiellement ou totalement consommés. La réaction de Fischer-Tropsch génère des hydrocarbures et des acides gras linéaires présentant des chaînes hydrocarbonées d’au moins 12 à 20 atomes, à l’image de ceux découverts sur le système hydrothermal de Rainbow de la dorsale médio-atlantique. En présence d’ammoniaque, la réaction de Fischer-Tropsch peut produire des briques du vivant, acides aminés et bases puriques (adénine et guanine) nucléotidiques, c’est-à-dire la moitié des  bases azotées de l’ARN ou de l’ADN.
Jusqu’à présent, il était difficile de comprendre la synthèse de longues chaînes hydrocarbonées dans l’environnement prébiotique de la Terre primitive. De telles longues chaînes sont relativement abondantes dans les météorites carbonées et l’hypothèse a été émise que les composés amphiphiles nécessaires à la formation des membranes, comme les acides gras, étaient d’origine extraterrestre. La découverte dans les systèmes hydrothermaux de réactions chimiques associées aux roches ultramafiques fourni une alternative quant à la formation des membranes primitives et à la compartimentation des constituants biogéniques et peut même être extrapolée à la recherche de vie sur d’autres corps du système solaire. Des expériences d’adsorption des bases azotées sur des surfaces minérales montrent que les bases puriques s’adsorbent plus facilement que les pyrimidines. Les bases puriques s’adsorbent également plus facilement sur des minéraux hydrothermaux (quartz, pyrite, pyrrhotite) que sur la magnétite ou la forstérite. Les études d’adsorption suggèrent qu’il faut envisager des molécules organiques retenues par des phases minérales plutôt que dispersées librement dans l’eau. Ces résultats nous incitent également à penser que le système de codage génétique primitif n’utilisait que des bases puriques, peut-être un système binaire impliquant adénine et hypoxantine.

La diversité des processus hydrothermaux à haute température actuels fut présentée par Yves Fouquet. Les systèmes hydrothermaux se répartissent en plusieurs types en fonction (1) du contexte géodynamique, comme par exemple les dorsales à expansion lente et rapide, les bassins d’arc arrière, les arcs et arcs avant, et de la nature des roches du socle et (2) de la nature du substrats, comme le basalte, andésite, dacite, sédiments et roches ultramafiques qui correspondent à des socles de la croûte océanique, du manteau et de la croûte continentale. En fonction de la nature des roches du socle, les échanges hydrothermaux se répartissent en quatre groupes majeurs d’interactions: 1) les interactions entre l’océan et la croûte océanique (les dorsales médio-océaniques et le basalte); 2) les interactions entre l’océan et le manteau (dorsales à expansion lente et roches ultramafiques); 3) les interactions entre l’océan et les laves de type arc (arc et arc arrière immature, lave felsique); 4) les interactions entre l’océan et les sédiments (dorsales sédimentaires ou systèmes d’arc arrière). A une autre échelle, la composition des fluides et des précipités hydrothermaux est contrôlée par divers processus physiques et chimiques. Un processus important lié à la pression, donc à la profondeur, à trait à la température d’ébullition. Les sites actifs répertoriés à ce jour, se situent entre quelques centaines et 4 050 mètres.
Les premières observations des fumeurs noirs amenèrent à penser que les dépôts massifs de sulfures volcanogéniques sous marins sont dus essentiellement à l’accumulation de cheminées hydrothermales sur le fond océanique. En fait, ils sont formés selon trois processus principaux: 1) l’accumulation de cheminées sur le fond océanique; 2) des précipités de sulfates et de sulfures dans le monticule; 3) par remplacement de la roche du socle (roches volcanique, ultramafique ou sédiments). La morphologie des minéralisations est contrôlée par la perméabilité des roches du socle.
La composition minérale et chimique des sulfures dépend étroitement de la composition des roches du socle, du degré de maturation du dépôt et du contexte géodynamique. Les dépôts massifs de sulfures représentent des traceurs du cycle des éléments chalcophiliques durant les principaux cycles géodynamiques, et/ou des traceurs physicochimiques des conditions régnant au moment de leur formation.
En raison de leur implication dans les synthèses abiotiques des composés prébiotiques et du rôle catalytique joué par les métaux et les minéraux dans ces mêmes synthèses, les environnements ultramafiques présentent un intérêt certain en chimie prébiotique, d’autant plus que les roches mantéliques ultramafiques étaient abondantes au fond des océans à l’Archéen.

Beate Orberger décrivit les cherts (quartz cryptocristallin), comme support privilégiés pour la recherche de traces de vie mais aussi comme porteurs d’isotopes de l’azote dans des formations de fer rubanées.
Les traces de vie primitive sont d’habitude bien conservées dans des roches sédimentaires, comme les carbonates (stromatolithes), pelites et schistes, déposés dans des eaux relativement calmes offrant des conditions physiques, chimiques et nutritionnelles favorables. Les sources hydrothermales sous marines représentent une alternative pour la recherche de traces de vie dans la mesure où une abondante faune et activité microbienne s’y développe actuellement. Les cherts sont composés de plus de 90% de quartz cryptocrystallin et sont des roches couramment rencontrées dans les environnements de l’Archéen. Ceci est probablement lié à la plus forte concentration en silice en solution dans les eaux océaniques (> 60 mg/l à l’Archéen-Protérozoïque, contre seulement 0.1-15 mg/l aujourd’hui) due à une plus forte activité hydrothermale et une corrosion plus importante des fonds océaniques. Des résultats tirés des cherts, comme la composition d’inclusions fluides, des températures d’homogénéisation et des rapports isotopiques de l’oxygène, ont été utilisés de manière ambiguë pour décrire la composition, la température et le pH de l’océan recouvrant la Terre à l’Archéen. L’interprétation des structures carbonées, microfossiles et structures bactériomorphes dans les cherts ouvre des débats quant à la date de l’apparition de la vie: il y a 2, 7, 3, 2, 3, 5 ou 3, 8 milliards d’années? Les cherts contribuent à ce débat en tant que porteurs potentiels de traces de vie sera apportée lorsque l’on aura déchiffrer leur origine, l’environnement qui a vu leur formation ainsi que les conditions physicochimiques et biochimiques associées. Les cherts peuvent avoir une origine biogénique (radiolites du cambrien ou diatomites du Jurassique), être des produits de remplacement de roches magmatiques ou sédimentaires (basaltes, pyroclastites, carbonates) résultant de l’hydrothermalisme ou de la diagénèse, ou représenter des précipités évaporitiques. Bien que les cherts soient essentiellement considérés comme des roches monominérales, ils renferment d’importantes informations concernant les conditions paléo environnementales régnant avant, pendant et après leur formation. Des spécimens modernes et fossiles de cherts montrent qu’ils peuvent se former sur les dorsales océaniques et continentales, dans des dépressions semi isolées, des lacs et des marges continentales passives, le plus souvent associés à des fluides hydrothermaux dans une gamme de températures allant de 40-110°C à plus de 260°C. En particuliers, les sources chaudes à basse température baignant des lacs, comme celles situées sur la dorsale est africaine contemporaine, sont caractérisées par une co-précipitation de cherts abiogéniques, de cherts formés de mattes microbiennes servant de matrice et de diatomites.  Depuis les années 1990, on utilise une approche géochimique pour identifier l’origine des dépôts, par exemple formés en eau douce ou en eau de mer, dans des contextes d’arc insulaire ou de source hydrothermale, ou pour déterminer l’origine du fluide. Le décryptage de l’environnement et de la formation des cherts requière des recherches de terrain et des interprétations soigneuses, des analyses de la texture des cherts par microscopie électronique et de leur microminéralogie et composition chimique (éléments de traces, azote et carbone, éventuels biosignatures) couplées à l’étude géochimique des roches entières afin de valider les signatures des isotopes et des biosignatures.
Les isotopes de l’azote contenus dans les roches peuvent témoigner d’une activité biologique passée à condition que soient bien connus les sites de piégeage de l’azote ainsi que les processus de fractionnement des isotopes de cet élément. L’étude porte sur un chert appartenant au complexe de Marble Bar dans l’Ouest de l’Australie, vieux de 3, 4 milliards d’années. L’échantillon contient des cherts formés dans trois environnements différents: 1) un protobasalte silicifié; 2) une strate à oxyhydroxide de fer et de manganèse dans une formation de fer rubanée, initialement composée de magnétite et de carbonates ayant précipité à partir de fluides enrichis en fer, calcium et magnésium puis altérés ultérieurement en oxyhydroxide de fer et de manganèse; 3) du quartz crypto cristallin avec du feldspath  à potassium intersticiel, du mica à baryum et potassium et des sulfures de fer, précipités à partir de fluides hydrothermaux résiduels. Le carbone et l’azote d’origine hydrothermale sont associés à des silicates à potassium et aluminium tandis que l’azote remplaça probablement le potassium, dispersé dans les grains d’oxyhydroxides à fer et manganèse, sous forme d’ions ammonium. Des fluides oxydants et légèrement acides infiltrèrent ultérieurement les formations de fer rubanées perméables pour donner naissance aux veines de quartz. La goethite et des minéraux hydratés à manganèse et fer remplacèrent les carbonates, les sulfures et la magnétite par les processus qui incorporèrent le carbone et l’azote dans l’échantillon. La texture du précipité d’oxyhydroxide rappelle les biofilms microbiens. Ceci est en accord avec les rapports carbone/azote mesurés, bien que l’échantillon semble avoir souffert d’une perte d’azote au cours d’une altération ultérieure. L’enrichissement en isotope 15 de l’azote publié précédemment est probablement surévalué dans la mesure où il ne tient pas compte de cet évasion tardive de l’azote. Des enrichissements plus faibles semblent être moins affectés par l’altération de l’échantillon. Associés aux rapports carbone/azote, ils suggèrent que des voies métaboliques proches des voies actuelles existaient à Marble Bar. Cependant, il est nécessaire d’analyser les isotopes des phases hôtes et de dater les feldspars à potassium et les oxyhydroxides à fer pour déterminer sans équivoque quand et quels types d’organismes incorporèrent l’azote et le carbone dans ces échantillons.

Wouter Nijman and Sjoukje de Vries traitèrent  des bassins d’effondrement de l’Archéen inférieur et de la localisation des systèmes hydrothermaux. L’analyse des bassins est d’une grande utilité pour relier les processus actifs à la surface à ceux se développant dans la croûte. Pour l’Archéen inférieur (antérieur à 3, 3 milliards d’années), il est généralement admis que les systèmes hydrothermaux ont fortement influencé l’environnement de la surface de la Terre, et par là même, le développement de la vie primitive. Du fait du faible pourcentage de roches anciennes exposées, on ne sait que très peu de choses de la géométrie des bassins sédimentaires en termes de vue d’ensemble, profondeur et remplissage. L’interprétation du contexte tectonique varie considérablement selon les auteurs. Pour mieux comprendre le contrôle structural sur la formation du bassin, les relations existant entre les faciès sédimentaires, les particularités, l’épaisseur, et les déformations initiales dans les séquences peu métamorphisées et bien conservées à l’Est de Pilbara (Coppin Gap Belt et North Pole Dome) et de la ceinture de roches vertes de Barberton (Upper Hooggenoeg Fm) ont été étudiées. Les observations font apparaître une relation directe entre l’épaisseur et la distribution des faciès des remplissages des bassins volcano-sédimentaires, d’une part, et les réseaux non linéaires de failles en expansion sur la Terre primitive.
Les remplissages des bassins sont constitués par des produits volcaniques mafiques, principalement des pillow basaltiques (coulées de basalte en forme de globule ou oreiller), avec des phases distinctes intermédiaires de volcanisme felsique et des concentrations de silice, primaire ou secondaire, dans des sédiments déposés près du niveau de la mer. Les structures de failles en expansion sont peu enfouies, et se situent dans la partie supérieure de la croûte (les deux premiers kilomètres). Les failles servirent de conduits permettant la circulation des fluides hydrothermaux qui purent ainsi minéraliser et altérer les dépôts sédimentaires.
Le système de faille révèle des structures semi-circulaires d’effondrement de la croûte larges de 200 km, résultant de phases de remontées de la croûte. Ces évènements furent probablement liés à des processus géodynamiques au sein de la croûte. Des structures d’effondrement d’une telle amplitude sont inconnues sur Terre aujourd’hui. Elles ont peut-être leur équivalent sur des planètes voisines, en particulier sur Vénus où un scénario géodynamique similaire a été proposé.

Minik Rosing présenta la photosynthèse oxygénique au temps de l’Archéen inférieur et l’émergence des continents. La taxonomie et la phylogénie classiques reposent sur la morphologie des organismes. Parce que la vision est notre sens le plus développé, nous avons tendance à mettre en valeur les caractères visuels. Cependant, comme la vision est couplée à la perception, ce mode d’investigation est exposé au parti pris et à la subjectivité. L’activité métabolique est l’une des propriétés les plus représentatives de la vie et de nouvelles stratégies métaboliques ont constamment ponctué l’évolution de la vie terrestre. Lorsque l’on cherche des vestiges de vie dans des dépôts géologiques anciens, où les organismes ne formèrent probablement jamais de grandes communautés complexes et qui subirent des déformations et recouvrements métamorphiques violents, on est obligé de se fier aux signatures des interactions métaboliques entre les organismes et leur environnement. La partie la plus ancienne des vestiges stratigraphiques terrestres est représentée par des roches méta sédimentaires vieilles de 3 800 ans découvertes à Isua, dans l’Ouest du Groenland. Ces roches méta sédimentaires sont largement enrichies en carbone 12, un critère généralement accepté comme indice de biogénicité. L’amplitude de l’enrichissement isotopique et la répartition du carbone dans le sédiment suggèrent l’existence d’une communauté biologique planctonique très productive au moment du dépôt. La composition isotopique actuelle en plomb des méta sédiments indique que les roches présentaient une forte concentration en uranium et des rapports élevés uranium/thorium tout au long de l’Archéen inférieur. Ceci indique que l’uranium fut probablement initialement transporté en solution dans l’eau océanique puis piégé par les détritus organiques.  Le transport de l’uranium en solution et le fractionnement uranium/thorium suggèrent que certaines parties de l’océan devait être relativement oxydé. Le fort enrichissement en carbone 12 associé à l’oxydation de l’environnement aqueux suggère que la photosynthèse oxygénique était déjà active il y a 3 800 milliards d’années. L’émergence de la photosynthèse oxygénique représenta l’une des étapes les plus importantes de l’évolution en permettant à la vie de coloniser l’ensemble des océans. Cette stratégie métabolique eut également un énorme impact géochimique. Il influença la vitesse d’érosion et, ultimement, la formation de granite. On peut même aller jusqu’à penser que l’énergie libre fournie par la photosynthèse permit à la formation de granite de supplanter sa destruction durant l’Archéen inférieur, et mit fin à l’Hadéen avec l’émergence des continents.

Mark van Zuilen présenta une revue critique des indices isotopiques de la vie primitive. La recherche de signatures fossiles de la vie dans les océans primitifs est rendue difficile, voire impossible, par la très mauvaise conservation des archives fossiles. Les très rares formations affleurantes plus anciennes que 3, 5 milliards d’années ont toutes subi un métamorphisme plus ou moins important. Ce dernier a altéré les microfossiles, qui ne peuvent plus être reconnus par leur morphologie, et a transformé la matière organique en kérogène, puis finalement en graphite cristallin. La recherche de vie dans les roches archéennes les plus anciennes repose donc entièrement sur les indicateurs chimiques et isotopiques. La signature isotopique du carbone des matériaux carbonés est couramment utilisée pour identifier une origine biologique. Cependant, appliquée aux plus anciennes traces de vie, cette méthode doit impérativement respecter les points suivants: (1) s’assurer qu’il n’y pas de contamination par des matériaux exogènes introduits plus récemment dans l’échantillon ancien; (2) interpréter correctement le protolithe et contrôler les processus secondaires de métasomatisme, (3) rechercher les différents mécanismes abiogéniques pouvant produire des matériaux carbonés et (4) comprendre les mécanismes isotopiques du carbone liés à ces processus.
La découverte de traces de vie dans la ceinture supracrustale de 3, 8 milliards d’années d’Isua, au sud-ouest du Groenland, peut être réexaminée de manière critique à la lumière de ces critères. Il peut être montré que les roches renfermant les carbonates et le graphite biogénique analysés, initialement considérées comme des formations primaires déposées dans un environnement marin peu profond, sont en réalité des veines secondaires qui résultent d’un métasomatisme intense. La présence de graphite est largement restreinte à ces dépôts de carbonates métasomatisés (métacarbonates) ou à des roches ultramafiques altérées et riches en talc, alors que la plupart des « vrais » sédiments tels que les formations de fer rubanées et les métacherts ne contiennent virtuellement pas de graphite. Dans les métacarbonates, le graphite semble s’être formé par décomposition thermique partielle de sidérite, un carbonate de fer non biogénique contenant du magnésium et du manganèse. Dans les roches riches en talc, le graphite s’est probablement formé par réduction de fluides métamorphiques chargés en dioxyde de carbone et/ou en méthane durant la serpentinisation de roches ultramafiques. Les deux processus, décomposition thermique de carbonates de fer dans les métacarbonates et serpentinisation dans les roches riches en talc, entraînent un enrichissement du graphite en carbone 12, interprété précédemment, à tort donc, comme signant une origine biologique. Des expériences de combustion par paliers ont montré que les très petites quantités de carbone 12 réduit que l’on trouve dans les formations de fer rubanées et les métacherts brûle à 450°C. Etant donné que le graphite ne brûle qu’à une température de 700° à 800°C, il est possible de conclure que la fraction brûlant à basse température dans ces formations de fer rubanées et ces métacherts représente un matériel post-métamorphique, vraisemblablement mis en place par la percolation d’eau souterraine. De la matière carbonée enrichie en carbone 12 a été découverte dans la partie occidentale d’Isua, dans des roches décrites comme étant des turbidites granoclassées. Ce carbone ne coexiste ni avec des carbonates de fer, ni avec de la magnétite, ni avec du talc. La combustion par paliers et la spectrométrie Raman indiquent qu’il s’agit de graphite hautement cristallisé, qui ne provient donc pas d’une contamination post-métamorphique. L’interprétation initiale biogénique de ce matériau n’est donc pas remise en question par les observations actuelles.

Roger Buick traita des signatures moléculaires de la vie primitive. La plupart des biosignatures actuellement utilisées pour étudier la vie primitive fournissent des résultats ambigus lorsqu’elles sont appliquées aux roches archéennes et ne permettent pas, la plupart du temps, de caractériser de manière précise la phylogénie ou le métabolisme des systèmes vivants fossilisés. Une nouvelle technique, la géochimie organique des biomarqueurs hydrocarbonés, permet de mieux ancrer l’arbre du vivant dans le temps. Cette technique, repose sur la capacité du squelette carboné des isoprénoïdes et des terpenoïdes des membranes lipidiques et des chaînes latérales de pigments à survivre aux dégradations biologique, diagénétique et métamorphique. La plupart de ces molécules permettent de remonter jusqu’au règne de l’espèce, certaines permettent d’atteindre le phylum, et quelques-unes renseignent même sur des voies métaboliques spécifiques. Les rapports des isomères et les coupures des chaînes latérales peuvent révéler l’état d’oxydo-réduction de l’environnement diagénétique, et l’histoire thermique des roches.
Ces biomarqueurs moléculaires peuvent être extraits par les solvants organiques usuels du pétrole et des kérogènes moyennement métamorphisés. Du pétrole a ainsi été trouvé dans des inclusions fluides de plus de 3, 2 milliards d’années, ce qui suggère que ces biomarqueurs pourraient être présents dans les sédiments riches en matière organique de l’archéen inférieur et supérieur. Une étude de carottes forées dans un schiste riche en kérogène vieux de 2, 77 à 2, 45 milliards d’années et provenant du bassin de Hamersley en Australie, bassin qui fait partie de la région la moins métamorphisée et déformée du craton de Pilbara, a permis de déceler des biomarqueurs dans la plupart des échantillons. La distribution unimodale des n-alkanes, ainsi que les décalages modaux qui reflètent le taux de maturation, suggèrent une origine endogène. La large gamme de methylalkanes et de cycloalkanes va également dans ce sens. L’abondance de molécules aromatiques augmente avec la maturation, et ces dernières sont particulièrement abondantes et diversifiées aux alentours de l’immense gisement de fer de Tom Price, où la métallogenèse est due à une altération hydrothermale par un fluide oxydant. Les indicateurs isomériques de la maturation thermique sont généralement des indicateurs du taux de maturation, et aucune molécule immature insaturée ou fonctionnalisée n’a été identifiée. Des marqueurs spécifiques du phanérozoïque ne sont pas présents. Ainsi, nous pouvons rejeter une contamination lors des analyses de laboratoire, du forage, ainsi qu’une contamination par un biotope souterrain ou une contamination par des infiltrations récentes de pétroles. Un pic de métamorphisme ayant eu lieu à 2, 2 milliards d’années, ainsi qu’un métamorphisme lié à l’enfouissement à 2, 4 milliards d’années, ont scellé toutes les fractures, et les hydrocarbures datent très probablement à l’Archéen.
La présence de différents hopanes indique qu’une large gamme de bactéries ont pu contribué de manière importante à l’élaboration du kérogène. Une abondance relativement importante de longues chaînes de 2, α-methylhopanes (>C31) indique en particulier une contribution de cyanobactéries. Comme toutes les cyanobactéries, même les plus primitives, pratiquent la photosynthèse oxygénique, l’oxygène produit pourrait avoir contribué à former les dépôts des formations de fer rubanées. Des stéranes (cholestane, ergostane, stigmastane et isopropyl-cholestane) indiquent un apport des eucaryotes, étant donné que le seul procaryote capable de synthétiser des stérols n’est capable de fabriquer qu’un ou deux stérols simples, et non une gamme aussi large. Ce résultat repousse l’existence des eucaryotes de presque un milliard d’années en arrière dans les archives géologiques. Des kérogènes isotopiquement légers et des chaînes droites d’isoprénoïdes indiquent un recyclage par des bactéries méthanotrophiques ou méthylotrophiques, ce qui implique l’existence d’archées méthanogéniques. Ainsi les trois domaines du vivant étaient présents sur Terre il y a au moins 2, 72 milliards d’années.

Frances Westall présenta la démarche suivie pour identifier sans ambiguïté les traces de vie fossiles dans les sédiments très anciens. On ne dispose que de très peu de roches, de bonne conservation, datant des premiers âges de la Terre. Seuls les terrains de l’Archéen inférieur (3, 5-3, 3 milliards d’années) du Pilbara en Australie et Barberton en Afrique du Sud offrent des roches permettant d’étudier la vie primitive. Il y a cependant beaucoup de discussions au sujet de l’interprétation des traces de vie décelées dans ces roches, à cause de leur très grand âge et des altérations subies au cours de leur longue histoire. Les questions portent sur les critères utilisés pour évaluer leur biogénicité, voire même de l’existence de la vie à cette époque.
Les signatures du vivant se répartissent en deux groupes, les biosignatures structurales et les biosignatures de nature biogéochemique. Les traces laissées par les microorganismes sont variables, selon le type d’organisme et selon le mode de conservation. Les biosignatures structurales concernent la morphologie de la cellule, la formation de biofilms et de mattes microbiennes, ainsi que les minéraux précipités dans la cellule, tels le soufre et la magnétite. Parmi les biosignatures de nature géochmique, il faut citer les constituants organiques des différentes parties de la cellule, les minéraux précipités provenant de l’activité métabolique de l’organisme, et le fractionnement des isotopes du carbone, de l’azote et du soufre. Beaucoup de ces biosignatures peuvent être produites par des processus non biologiques, et de ce fait, soulever des problèmes d’interprétation. La meilleure approche consiste à rassembler tous les éléments disponibles pour arriver à une probabilité de biogénicité. Cette démarche nécessite d’être accompagnée d’une bonne connaissance du contexte géologique.
L’observation et l’analyse à l’échelle microbienne des échantillons avec le microscope à balayage à haute résolution couplé à la microanalyse X, c’est à dire du nanomètre au micromètre, a permis de mettre en évidence une variété de microorganismes formant de colonies autour des particules volcaniques ainsi que des mattes microbiennes à la surface de sédiments vieux de 3.5 milliards d’années provenant des ceinture de roches vertes d’Afrique du Sud et d’Australie. Les microorganismes, de petite taille (<1 µm), ont été bien conservés car ils ont été remplacés très tôt par de la silice, partiellement d’origine hydrothermale. Ces niches microbiennes se trouvaient dans des zones d’eau peu profondes, voire même à proximité de plages partiellement exposées au rayonnement solaire. Le micro environnement de ces niches indique un monde anaérobie. Bien que quelques uns de ces microorganismes aient colonisé des zones ensoleillées, il n’y a aucune preuve de photosynthèse oxygénique. Cela n’exclut pas le développement d’une photosynthèse anaérobie à l’aide d’un métabolisme beaucoup plus primitif.

Wladyslaw Altermann exposa la controverse des fossiles d’Apex en Australie et en évalua les conséquences. L’ensemble de ces fossiles représente la communauté microbienne la plus ancienne, la plus large et la mieux étudiée des 30 taxa de l’Archéen décrites à ce jour. Son authenticité, si elle était remise en cause, priverait les paléontologistes d’une preuve de la présence de vie à cette époque reculée. Dans ces cherts de 3, 465 milliards d’années d’Apex, William Schopf a identifié onze taxa de microfossiles dont la morphologie rappelle celle d’organismes photoautotrophes producteurs d’oxygène. Martin Brasier a réexaminé les lames minces originelles de Schopf et a collecté de nouveaux échantillons sur les affleurements originaux à l’Ouest de l’Australie. Il affirme que les échantillons de Schopf ont été prélevés dans une veine hydrothermale de cherts, et qu’à ce titre, ils ne pouvaient pas contenir de fossiles. Le carbone enrichi en carbone 12 résulterait d’un processus purement chimique, la synthèse de Fischer-Tropsch dans les fluides hydrothermaux, connue pour induire ce genre de fractionnement isotopique, et non pas d’une photosynthèse biologique. Les structures de Schopf ne seraient rien d’autre que des artéfacts de carbone d’origine hydrothermale.
Les critères d’identification des microfossiles ont été formellement établis. Ces structures doivent: (1) pouvoir être étudiées en lames minces pétrographiques pour déterminer leurs caractères pétrographiques et métamorphiques, ainsi que les relations entre la roche et les fossiles; (2) se trouver dans des roches sédimentaires ou des roches méta sédimentaires peu métamorphisées; (3) être plus grandes que le plus petit organisme vivant (>0.01µm3); (4) contenir des kérogènes; (5) se trouver avec d’autres cellules possédant des morphologies similaires; (6) être creuses et (7) posséder une architecture cellulaire. Les échantillons doivent être certifiés d’âge archéen, et les structures doivent être endogènes par rapport à la roche et syngénétique avec sa mise en place. L’identification morphologique de l’origine biologique doit être validée par des mesures morphométriques statistiquement représentatives, sur lesquelles une édification taxonomique pourra être basée.
La majorité des fossiles d’Apex remplissent tous les critères mentionnés plus haut pour être acceptés comme d’authentiques microfossiles archéens. Leur taille et leur morphologie font penser à des organismes procaryotes proches des cyanobactéries, mais la morphologie donne peu de renseignements sur le métabolisme. Quelques-uns de ces microfossiles semblent avoir été mal interprétés, et sont plutôt des artéfacts minéraux et carbonés de fossiles plus anciens, tellement altérés qu’aucune identification n’est plus possible. Les effets délétères de la conservation sur la morphologie des fossiles varient fortement dans les cherts d’Apex mais sont de toute façons tellement importants qu’aucune taxonomie « moderne » n’est plus applicable.  Elle doit donc être remplacée par des noms informels. Les relations de microfaciès entre les fossiles et la matrice de chert n’ont pas été étudiées en détail, ce qui ne permet pas non plus de juger du degré d’altération.
La controverse démontre que les critères d’identification des fossiles sont en général insuffisants pour effectuer une distinction claire entre des fossiles cellulaires et des vestiges de kérogène biogénique. Les critères doivent inclure une évaluation de la totalité des microfaciès, ainsi que du taux de métamorphisme et de diagénèse. Des mesures complémentaires d’éléments chimiques, et de leurs isotopes, autres que ceux du carbone et du silicium (fer, magnésium, azote, etc.) doivent être effectuées. L’identification de biomarqueurs dans les fossiles permettra aussi de reconnaître avec plus de certitude des microfossiles de l’archéen inférieur, ou des microfossiles extraterrestres. En tout état de cause, selon les critères en vigueur actuellement, les microfossiles des cherts d’Apex indiquent que la vie proliférait il y a 3, 5 milliards d’années, et sont en accord avec les découvertes effectuées dans d’autres formations archéennes.

Pour terminer, André Brack présenta la démarche des chimistes qui cherchent à comprendre les origines de la vie dans ce contexte géologique. Le passage de la matière à la vie se fit dans l’eau il y a environ 4 milliards d’années avec les premiers systèmes chimiques capables d’auto reproduction et d’évolution. Actuellement, les chimistes explorent deux voies pour comprendre ce passage: la synthèse d’une vie artificielle en tube à essais et la recherche d’un deuxième exemple de vie sur un corps céleste présentant des conditions voisines de celles de la Terre primitive – eau liquide, atmosphère, micrométéorites et/ou sources hydrothermales sous-marines. Pour ce faire, les chimistes se tournent vers les géologues, les géochimistes, les planétologistes et les micropaléontologistes pour glaner des informations sur les propriétés des océans primitifs (température, pH, salinité), les systèmes hydrothermaux sous-marins, l’atmosphère (composition, densité) ainsi que sur les formes de vie les plus primitives, autant de données qui vont les guider dans leur travail de reconstitution. Ces données leur permettent également d’identifier les niches extraterrestres habitables: Mars, au début de son histoire, et peut-être l’océan sous-glaciaire d’Europe, une lune de Jupiter. Les molécules organiques détectées dans le milieu interstellaire par radioastronomie et la découverte de plus de deux cents planètes extrasolaires encouragent les chimistes à rechercher la présence de vie au-delà du système Solaire.

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