L’azote est l’un des principaux éléments constitutifs des organismes vivants, derrière le carbone et devant le phosphore. Sa fixation est par conséquent d’une importance cruciale. Cependant, si l’azote constitue actuellement 78 % de l’atmosphère, il y est présent sous la forme diatomique N₂, qui est la plus stable. Les organismes ont besoin d’une source d’azote qu’ils puissent utiliser. Elle leur est fournie par des bactéries qualifiées de diazotrophes : elle réduisent le diazote en l’associant à des atomes d’hydrogène pour synthétiser des molécules d’ammoniac NH₃ grâce des enzymes appelées des nitrogénases. L’une de ces protéines comporte du molybdène et du fer. Il existe des voies non biologiques de réduction de l’azote, dans les sources hydrothermales ou par réaction photochimique par exemple, mais elles sont limitées. La diazotrophie basée sur le molybdène et le fer est probablement apparue il y a 3,2 Ga (milliards d’années) et a été une étape majeure dans l’évolution de la vie. Les cyanobactéries effectuent cette tâche dans l’océan, mais aussi dans les cours d’eau et sur terre, voire en association avec des plantes.

Quand la matière organique se décompose, elle libère de l’ammoniac que la réaction avec l’eau transforme en ions ammonium NH₄⁺. Ces derniers sont susceptibles d’être oxydés par des bactéries en ions nitrite NO₂⁻ puis en ions nitrate NO₃⁻ selon un processus appelé la nitrification. Ces deux réactions consomment de l’oxygène dissous dans l’eau et l’acidifient. Sur terre, les ions ammonium, nitrite et nitrate sont assimilables par les racines des plantes. Elles s’approvisionnent de la sorte en azote : elles ne fixent pas elles-même l’azote atmosphérique. Dans des sols et les zones pauvres en oxygène des océans, ainsi que dans des sédiments, des bactéries prélèvent l’oxygène des ions nitrates, afin de « respirer ». Elles les transforment successivement en ions nitrite, en monoxyde d’azote NO, en protoxyde d’azote (ou oxyde nitreux) N₂O puis en diazote. Les trois derniers composés sont des gaz qui peuvent s’échapper, si bien que ce processus, la dénitrification, entraîne une perte d’azote. On connaît depuis quelques années un autre processus, appelé anammox, qui associe des ions ammonium et nitrite pour produire du diazote et de l’eau.

Stromatolites de Shark Bay, Australie. Paul Harrison, Wikimedia Commons.

Le cycle actuel de l’azote est ainsi complètement décrit. On se doute qu’il était plus simple durant l’Archéen (de 4 à 2,5 Ga), quand la présence de l’oxygène ne s’était pas encore généralisée dans l’atmosphère et l’océan superficiel : il n’y avait pas de nitrification ni de dénitrification, ni d’anammox. La révolution que l’oxygénation de la Terre a provoquée se lit dans la matière organique sédimentée, grâce aux isotopes de l’azote. Cet élément possède deux isotopes stables, dont l’azote 14 avec une abondance de 99,636 %. Le reste, soit 0,364 %, est de l’azote 15. Le rapport ¹⁵N/¹⁴N de référence est celui de l’air. On observe que durant le Protérozoïque (de 2,5 Ga au début du Cambrien il y a 541 Ma), la matière organique s’enrichit en azote 15, ce qui reflète l’absorption d’azote oxydé : les ions nitrite et nitrate. La vie était alors restreinte aux océans et les seuls végétaux qui existaient étaient des algues.

L’oxygène n’est pas apparu d’un seul coup. Il y avait des « oasis » d’oxygène dans l’océan superficiel, qui était partout ailleurs anoxique. Une équipe de huit scientifiques, dont Aubrey Zerkle de l’université de St Andrews en Écosse et Christopher Junium de l’Université de Syracuse dans l’État de New York, ont voulu obtenir des éclaircissements sur le cycle de l’azote durant cette période intermédiaire et sa réponse au développement de la photosynthèse oxygénique. Leur conclusion a été publiée dans la revue Nature Geoscience. Pour cela, ils ont étudié des sédiments exceptionnellement bien préservés du Zimbabwe : celles de la ceinture de roches vertes de Belingwe, composée de roches archéennes partiellement formées à la surface de la croûte. Ces ceintures sont des mines d’informations sur les conditions qui y régnaient.

Formation ferrifère rubanée du Michigan. Mark A. Wilson, domaine public.

Certaines roches, dites de Manjeri, reposent sur des gneiss de la croûte continentale. Elles sont toutes sédimentaires et nous renseignent sur les milieux dans lesquels elles se sont déposées. Leur épaisseur maximale est de 250 mètres. Celles de Spring Valley, tout en bas, sont fluviatiles ou se sont déposées sous une faible épaisseur d’eau de mer. Elles comprennent des conglomérats, c’est-à-dire des galets cimentés, du grès (qui est un ancien sable), des argiles, du fer rubané et du calcaire stromatolitique qui a été daté à 2,7 Ga. Il remonte donc à la fin de l’Archéen. La présence de galets implique que des montagnes s’élevaient en amont. Les stromatolites sont des rochers, généralement en calcaire, construits par des colonies de bactéries. Des structures calcaires ressemblant à des tapis algaux provenaient sans doute de cyanobactéries. Quant au fer rubané, il s’agit de strates d’oxydes de fer. L’eau de mer était alors très riche en ions ferreux qui lui donnaient une couleur verte. La présence d’oxygène, probablement due à la photosynthèse, entraînait la précipitation de fer, qui formait ces strates.

Les roches dites de Shavi, principalement des conglomérats et du grès, sont celles d’un cône alluvial en éventail. Elles reposent sur celles de Spring Valley. Tout en haut, figurent des strates de 5 à 10 mètres d’épaisseur d’argiles, de chert (silice ayant précipité dans l’eau) et de sulfures, dont de la pyrite, qui est du sulfure de fer. Les montagnes avaient alors été érodée ; la mer s’étant avancée et approfondie. Ces sédiments, dits de Jimmy, se sont déposés sous la limite d’action des vagues. Par la suite, ils ont été peu métamorphisés, ce qui est rare pour des roches archéennes. Elles n’ont pas été soumises à des températures excédant 200 °C.

Ces argiles comportent du kérogène, c’est-à-dire des résidus de matière organique. Si les conditions avaient été remplies, il aurait engendré du pétrole. Les hydrocarbures que nous consommons actuellement proviennent de kérogène beaucoup plus récent, remontant le plus souvent au Mésozoïque. Cette matière organique s’est généralement sédimentée avec des argiles dans un milieu anoxique, où elle n’a pas pu se décomposer. La pyrite témoigne également de l’absence d’oxygène puisque ce minéral s’oxyde très rapidement. Ainsi, cette mer archéenne située sur une surface continentale, malgré sa grande ancienneté, possède des analogies avec des milieux qui nous sont plus familiers.

L’étude de la répartition du fer dans les différents minéraux, des isotopes du soufre et de l’azote a montré que les sédiments de Spring Valley et de Shavi se sont déposés dans une mer anoxique. Le cycle de l’azote était dominé par une fixation biologique du diazote et divers degrés d’assimilation de l’ammonium. Il y avait en revanche de l’oxygène à l’époque des sédiments de Jimmy, mais seulement dans les eaux superficielles. Sa présence permettait un accroissement de la production de matière organique – dite primaire. Quand elle sombrait dans les eaux profondes, elle se décomposait en libérant de l’ammonium. Son accumulation devait être importante. La nitrification était entravée par la présence des ions ferreux, qui constituaient un puits d’oxygène. La dénitrification et l’anammox, provoquant une perte d’azote pour la biosphère, devaient également être limités. On peut imaginer que des upwelling, c’est-à-dire des montées d’eaux profondes, amenaient de l’ammonium en surface, ce qui permettait une augmentation de la production primaire. Il en résultait un accroissement de la libération d’oxygène : c’était une rétroaction positive.

Dans ces conditions, on se demande pourquoi la Grande Oxygénation ne s’est produite que 300 à 400 millions d’années plus tard. Le manque de phosphore était peut-être un facteur limitant. La présence des ions ferreux balayait le phosphore ou entraînait même la précipitation de vivianite, un phosphate de fer hydraté.

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J. Yang et al., Ammonium availability in the Late Archaean nitrogen cycle, Nature Geoscience, 20 May 2019.

https://www.nature.com/articles/s41561-019-0371-1