Oxygène

Élément

Isotopes et origine stellaire

Vue en coupe d'une étoile évoluée caractérisée par des coquilles concentriques de différents éléments. Tardivement dans la vie d'une étoile, l'oxygène 16 se concentre dans la coquille "O", l'oxygène 17 dans la coquille "H" et l'oxygène 18 dans la coquille "He".

L'oxygène possède dix-sept isotopes dont le nombre de masse varie de 12 à 28. L'oxygène d'origine naturelle est composé de trois isotopes stables : l'oxygène 16 ¹⁶O, l'oxygène 17 ¹⁷O et l'oxygène 18 ¹⁸O. On attribue en outre à l'oxygène une masse atomique standard de 15,9994 u^[9]. L'oxygène 16 est le plus abondant, son abondance naturelle étant de 99,762 %^[10].

La majorité de l'oxygène 16 est synthétisée à la fin du processus de fusion de l'hélium au sein d'étoiles massives mais une partie est aussi produite lors des réactions de fusion du néon^[11]. L'oxygène 17 est principalement issu de la fusion de l'hydrogène en hélium au cours du cycle CNO. Il s'agit donc d'un isotope courant des zones de combustion de l'hydrogène des étoiles^[11]. La majorité de l'oxygène 18 est produite quand l'azote 14 ¹⁴N rendu abondant par le cycle CNO capture un noyau d'hélium 4 ⁴He. L'oxygène 18 est donc couramment présent dans les zones riches en hélium des étoiles massives évoluées^[11].

Quatorze radioisotopes ont été mis en évidence. Les plus stables sont l'oxygène 15 ¹⁵O ayant la plus longue demi-vie (122,24 secondes) et l'oxygène 14 ¹⁴O ayant une demi-vie de 70,606 secondes^[10]. Tous les autres isotopes radioactifs ont des demi-vies inférieures à 27 s et la majorité d'entre eux a des demi-vies de moins de 83 millisecondes^[10]. L'oxygène 12 ¹²O à la durée de vie la plus courte (580×10⁻²⁴ s)^[12]. Le type de décroissance radioactive le plus répandu chez les isotopes plus légers que l'oxygène 16 est l'émission de positron^{[13],[14],[15]} produisant de l'azote. Le type de décroissance le plus courant pour les isotopes plus lourds que l'oxygène 18 est la radioactivité β donnant naissance à du fluor^[10].

Utilisation de l'oxygène 18

L'oxygène 18 est un indicateur paléoclimatique utilisé pour connaître la température dans une région à une époque donnée : plus le rapport isotopique ¹⁸O / ¹⁶O est élevé et plus la température correspondante est basse. Ce rapport peut être déterminé à partir de carottes de glace, ainsi que de l'aragonite ou de la calcite de certains fossiles.

Ce procédé est très utile pour confirmer ou infirmer une théorie sur les changements climatiques naturels terrestres comme les paramètres de Milanković.

Comme marqueur isotopique stable, il a été utilisé pour mesurer le flux unidirectionnel d'oxygène absorbé, pendant la photosynthèse, par le phénomène de photorespiration. Il a été montré que, avant l'augmentation de CO₂ de l'ère industrielle, la moitié de l'oxygène émis par les feuilles était réabsorbée. Cela réduisait le rendement de la photosynthèse de moitié (Gerbaud and André, 1979-1980)^[16],[17].

Importance de la présence de l'oxygène

L'oxygène est l'élément chimique le plus abondant du point de vue de la masse dans la biosphère, l'air, l'eau et les roches terrestres. Il est aussi le troisième élément le plus abondant de l'univers après l'hydrogène et l'hélium^[19] et représente environ 0,9 % de la masse du Soleil^[20]. Il constitue 49,2 % de la masse de la croûte terrestre^[21] et est le principal constituant de nos océans (88,8 % de leur masse)^[20]. Le dioxygène est le second composant le plus important de l'atmosphère terrestre, représentant 20,8 % de son volume et 23,1 % de sa masse (soit quelque 10¹⁵ tonnes)^{[20],[19],[a]}. La Terre, en présentant un taux si important d'oxygène gazeux dans son atmosphère, constitue une exception au sein des planètes du système solaire : l'oxygène des planètes voisines Mars (qui ne représente que 0,1 % du volume de son atmosphère) et Vénus y a des concentrations bien plus faibles. Toutefois, le dioxygène entourant ces autres planètes est seulement produit par les rayons ultraviolets agissant sur les molécules contenant de l'oxygène comme le dioxyde de carbone.

La concentration importante et inhabituelle de dioxygène sur Terre est le résultat des cycles de l'oxygène. Ce cycle biogéochimique décrit les mouvements du dioxygène à l'intérieur et entre ses trois principaux réservoirs sur Terre : l'atmosphère, la biosphère et la lithosphère. Le facteur principal de la réalisation de ces cycles est la photosynthèse qui est le principal responsable de la teneur actuelle en dioxygène sur Terre^[22]. Le dioxygène est indispensable à tout écosystème : les êtres vivants photosynthétiques dégagent du dioxygène dans l'atmosphère alors que la respiration et la décomposition des animaux et des plantes en consomme. Dans l'équilibre actuel, la production et la consommation se réalisent dans les mêmes proportions : chacun de ces transferts correspond à environ 1/2000 de la totalité de l'oxygène atmosphérique chaque année^[23]. Enfin, l'oxygène est un composant essentiel des molécules qui se retrouvent dans tout être vivant : acides aminés, sucres, etc.^[24].

L'oxygène joue également un rôle important dans le milieu aquatique. L'augmentation de la solubilité de l'oxygène à basses températures a un impact notable sur la vie dans les océans. Par exemple, la densité d'espèces vivantes est plus importante dans les eaux polaires en raison de la plus forte concentration d'oxygène^[25]. Les eaux polluées contenant des nutriments pour les plantes comme des nitrates ou des phosphates peuvent stimuler la pousse d'algues par un processus appelé eutrophisation et la décomposition de ces organismes et d'autres biomatériaux peut réduire la quantité de dioxygène dans les eaux eutrophes. Les scientifiques évaluent cet aspect de la qualité de l'eau en mesurant la demande biologique en oxygène de l'eau ou la quantité d'oxygène nécessaire pour revenir à une concentration normale d'O₂^[19].