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Dossier sur le climat 

Le Changement Climatique, où en est la recherche?

Janvier 2011 - Mis à jour avril 2016 - Yves Dandonneau

Les chercheurs ont désormais des certitudes... 

VII bis - Le cycle du carbone et le climat

Les stocks de carbone dans le système climatique

La perturbation anthropique 

Quelques évolutions à moyen et long terme

Brûler des hydrocarbures est à la base de l’activité industrielle des hommes, et le carbone ainsi consommé finit en gaz carbonique dans l’atmosphère, dont il augmente l’effet de serre, causant un réchauffement du climat.
Ce réchauffement est toutefois ralenti car tout le gaz carbonique émis ne reste pas dans l'atmosphère : ce gaz est en effet soluble dans l’océan, et aussi, dans la vie, de telle sorte qu'une partie des émissions anthropiques de gaz carbonique y est absorbée. Le monde vivant à la surface des terres émergées, constitue un réservoir de carbone de petite taille comparé à l’océan, et est baigné par l’atmosphère. Le gaz carbonique qu’il en soustrait ne peut aller que dans une augmentation de sa biomasse. C’est ce qui se passe actuellement, car davantage de ce gaz dans l’atmosphère stimule la croissance de certains végétaux.

Les stocks et les flux de carbone dans le système climatique avant la perturbation anthropique.

La figure 1 est extraite du 5ème rapport du Groupe d’experts Intergouvernemental sur l’Évolution du Climat. Elle montre les différents stocks et flux de carbone dans les réserves d'hydrocarbures et de charbon, les biosphères terrestre et océanique, et les océans. Le cycle naturel (avant l'ère industrielle) est indiqué en noir, tandis que la part due à l'action de l'homme est indiquée en rouge. On peut y voir que le contenu actuel de l'atmosphère, soit 589 gigatonnes de carbone (GtC) auquel l'activité humaine a ajouté 240 GtC, est faible comparé aux réserves de charbon et d'hydrocarbures (environ 1 000 GtC), au contenu des sols et de la végétation terrestre (environ 2 500 GtC), aux 1 700 GtC immobilisés dans le permafrost, et surtout aux 37 000 GtC dissous dans l'eau de mer sous forme de gaz carbonique et de carbonates. Tous ces stocks échangeant du carbone, on conçoit que des perturbations de ces échanges dues à l'action de l'homme et au changement climatique puissent affecter sensiblement le contenu de l'atmosphère en gaz carbonique, et son bilan radiatif.

Cycle du carbone

Figure 1 : en noir, stocks et flux de carbone dans le système climatique avant l’ère industrielle, et en rouge modifications intervenues du fait de l’activité humaine, telles qu’estimées dans le 5ème rapport du GIEC. L’unité est la gigatonne de carbone (1 GtC = 109 tC), à ne pas confondre avec la gigatonne de CO2 (1 GtCO2 = 3,7 GtC).

C’est donc l’océan (Figure 1) qui, de très loin, renferme les plus grandes quantités de carbone, avec 37 100 Gt avant l’ère industrielle. Ce carbone est principalement sous forme d’ions carbonate CO32- ou bicarbonate HCO3-. Ces ions participent à l’équilibre des carbonates :

2 HCO3- H2O + CO32- + CO2

dans lequel apparaît le gaz carbonique : ce stock interagit donc avec l’atmosphère car le gaz carbonique est soluble et traverse l’interface, du milieu où règne la pression partielle la plus élevée vers celui où elle est plus faible. Les échanges annuels qui prévalaient avant que débutent les rejets de gaz carbonique par l'homme sont estimés à 60 GtC de l'atmosphère vers l'océan, et 60,7 GtC de l'océan vers l'atmosphère (figure 1). Le léger déséquilibre de 0,7 GtC/an résulte de la différence entre 0,9 GtC/an apportés par les rivières à l'océan et 0,2 GtC/an déposés sur le fond des océans par des processus biologiques. Des flux de carbone importants ont lieu au sein de l'océan, soit par simple mélange ou transport vertical de l'eau de mer (90 GtC de la surface vers l'océan profond, 101 GtC/an en sens inverse) soit par fixation biologique par photosynthèse (50 GtC/an) et respiration (37 GtC/an), la sédimentation des particules vers la profondeur et la reminéralisation du carbone qu'elles contiennent maintenant l'équilibre (voir encart « Diversité du cycle vivant du carbone »).
Les réserves de carbone dans la biosphère terrestre sont plus modestes. Le carbone y est stocké dans la végétation (450 à 650 GtC) et dans les sols qui recueillent les racines et les débris de ces végétaux ainsi qu'une microfaune variée (1 500 à 2 400 GtC). La photosynthèse y ajoute chaque année 108,9 GtC, pris à l'atmosphère, à laquelle la respiration de ces écosystèmes terrestres restitue 107,2 GtC, la différence, soit 1,7 GtC/an représentant le carbone organique dissous exporté par les rivières, lequel est restitué à l'atmosphère ou aux océans, ou enfoui dans les sédiments lacustres.

La perturbation anthropique

Les flux présentés sur la figure 1 sont basés sur des observations comportant des marges d'erreurs, et sont ajustés de telle sorte que le bilan soit en équilibre. Cet équilibre correspond à une longue période, depuis la dernière déglaciation, où le climat est resté assez stable. Cependant, depuis le début de l'ère industrielle vers 1850, les activités humaines brûlent du charbon et des hydrocarbures pour fournir de l'énergie, et le produit de cette combustion, le gaz carbonique, s'ajoute à celui qui préexistait dans l'atmosphère : La concentration en gaz carbonique de l'atmosphère s'accroît régulièrement (figure 2) et cette accumulation tend à réchauffer le climat, ainsi qu'on l'observe depuis une trentaine d'années.

Mesure du carbone dans l'atmosphère

Figure 2 : augmentation de la concentration en gaz carbonique de l'atmosphère (source : NOAA)

Ce gaz carbonique est soluble dans l'eau, et sur les 7,8 GtC qui sont rejetées chaque année dans l'atmosphère (ce chiffre a augmenté d'année en année mais tend à se stabiliser depuis 2014), auxquelles il faut ajouter 1,1 GtC provenant du changement d'usage des sols (le déboisement principalement), les océans absorbent 2,3 GtC/an, ce qui correspond à la quantité nécessaire pour mettre la couche supérieure de l'océan en équilibre avec l'atmosphère (voir encadré « quelques outils pour comprendre comment l'océan absorbe ou émet du gaz carbonique. »). C'est ensuite par mélange turbulent que ce gaz carbonique anthropique capté par l'océan pénètre lentement dans l'océan profond. Les flux de carbone associés à la vie marine restent inchangés (figure 1).
Ce n'est pas le cas des écosystèmes terrestres dont les plantes profitent de l'accroissement de la teneur en gaz carbonique de l'atmosphère, qui facilite leur photosynthèse. De ce fait, la quantité de carbone présente dans la biomasse s'accroît de 2,6 GtC/an. Le puits océanique et le puits terrestre de carbone contribuent ainsi à limiter le changement climatique.

Tableau 1 : évolution des puits océanique et terrestre de CO2 au cours des années récentes

La consommation de carbone fossile (augmentée de la production de gaz carbonique dans les cimenteries) a augmenté d'année en année, passant de 5,5 GtC/an dans les années 80 à 8,3 GtC/an de 2002 à 2011 (tableau 1). En réponse à cette augmentation, le puits océanique s'est renforcé (de 2 GtC/an dans les années 80 à 2,4 GtC/an en 2002-2011), la couche supérieure de l'océan absorbant du gaz carbonique jusqu'à atteindre l'équilibre avec l'atmosphère. La photosynthèse terrestre a augmenté de 1,5 à 2,6 GtC/an entre les années 80 et les années 90, mais plafonne depuis, tandis que l'apport de gaz carbonique à l'atmosphère du au changement d'usage des sols est en diminution, de 1,5 GtC/an dans les années 90 à 0,9 GtC/an actuellement, du fait de programmes de reboisement .

Quelques évolutions à moyen et long terme

Lorsque du gaz carbonique est ajouté dans l'atmosphère, sa contribution à la pression atmosphérique (c'est à dire, sa pression partielle) augmente, et devient supérieure à celle dans les océans. Du gaz carbonique pénètre donc dans les océans jusqu'à ce que les pressions partielles dans les deux milieux s'égalisent. Ce processus n'a pas de raison de s'arrêter, et le puits océanique de carbone devrait donc continuer à prendre environ 1/4 des émissions de gaz carbonique. Toutefois, on peut prévoir une diminution de l'efficacité de ce puits, car l'accumulation du gaz carbonique dans les océans rend peu à peu ceux ci plus acides  et augmente la réponse de la pression partielle de gaz carbonique à la dissolution de ce gaz dans l'océan (voir l'encart «Quelques outils pour comprendre comment l'océan absorbe ou émet du gaz carbonique»). De plus, à contenu en carbone constant, la pression partielle de gaz carbonique dans l'océan est sensible à la température : elle y augmente de 4 % par ° C. Enfin, si la vie marine n'a pas semblé jusqu'à présent affectée par la perturbation anthropique (voir figure 1), le réchauffement de la surface des océans et la stabilité accrue de la stratification de l'océan qui en résulte pourraient renforcer le frein à la remontée des sels nutritifs nécessaires à la photosynthèse. Cela, ainsi qu'éventuellement d'autres modifications de la dynamique des océans, pourrait conduire à une diminution de la production primaire marine comme certains articles récents semblent l'indiquer ; l'affaiblissement de la pompe biologique océanique de carbone qui en résulterait créerait un déséquilibre pendant plusieurs décennies entre les flux descendants et ascendant associés à cette pompe, les premiers diminuant aussitôt alors que les seconds se maintiendraient encore longtemps.
La biosphère terrestre bénéficie comme on l'a vu de l'accroissement de la teneur en gaz carbonique, gaz qui est indispensable à sa croissance. De ce fait, sa biomasse s'accroissant, elle constitue un puits pour le gaz carbonique anthropique. Mais il n'existe pas de réservoir qui soit isolé de l'atmosphère pour cette biomasse, et d'ici quelques dizaines d'années, la respiration et la dégradation par les bactéries s'ajusteront à ce stock et équilibreront la photosynthèse : le puits «végétation terrestre» devrait donc peu à peu tendre vers zéro. D'autre part, le changement climatique en cours soumet la végétation à des modifications du régime des pluies et à des températures plus élevées, auxquelles les écosystèmes doivent s'adapter. Le stress résultant est lui aussi de nature à faire décroître ce puits. Enfin et surtout, les 1 700 GtC que renferment les sols gelés des régions arctiques (permafrost, voir figure 1) sont menacés d'oxydation par le réchauffement très marqué qui caractérise les hautes latitudes, et du gaz carbonique additionnel serait alors émis vers l'atmosphère.
Un retour aux conditions préindustrielles (une atmosphère à 280 ppm de gaz carbonique) est pratiquement impossible. Si les rejets de gaz carbonique cessaient (ils cesseront nécessairement si les réserves de carbone fossile viennent à épuisement), on estime que 60 % du gaz carbonique serait absorbé par les océans et par la biosphère terrestre au bout d'une centaine d'années (figure 3). Après un millier d'années, il n'en subsisterait que 25 % environ. La lenteur de ce retour aux conditions initiales s'explique par la lenteur du temps de renouvellement de l'océan (de l'ordre de 1 000 ans) et aussi par le fait que, après absorption des premiers 60 %, les océans sont devenus plus acides et ont une capacité moindre à dissoudre le gaz carbonique. Il faut alors remettre à niveau l'alcalinité de l'océan, ce qui se fait lentement et incomplètement par dissolution des dépôts de carbonate de calcium dans les sédiments marins. Au delà (10 000 à 100 000 ans), l'absorption du reste du gaz carbonique est limitée par l'excès d'acidité des océans induite par le CO2 absorbé préalablement. Le retour à une alcalinité plus élevée propice à une absorption de gaz carbonique repose sur l'érosion des silicates (la réaction du gaz carbonique avec du silicate de calcium donne du carbonate de calcium et de la silice). La quantité restante du gaz carbonique injecté après cette très longue dernière phase dépend de la force de la perturbation : pour une injection anthropique de 100 GtC, il n'en subsistera que 10 à 15 %, mais pour 5 000 GtC, il en restera encore plus de 20 %, ceci à cause de l'acidité accrue des océans (Figure 3).

Figure 3 : temps de résidence d'une injection de gaz carbonique dans l'atmosphère.

Encart : quelques généralités sur le carbone :

Le carbone est un élément très répandu dans le système terrestre. Il est très réactif, et le plus souvent associé à d’autres molécules :

  • à de l’oxygène pour former les carbonates des roches, ou le gaz carbonique de l’atmosphère ;

  • à de l’hydrogène et à d’autres atomes (oxygène, azote, phosphore etc…) pour former la matière vivante et tous les composés qui résultent de sa dégradation, y compris le pétrole et le gaz naturel, sources d’énergie pour l’activité humaine.

On le trouve à l’état pur dans les gisements de charbon… et de diamants (...auxquels nous ne nous intéresserons pas car ils sont en quantité négligeable !)

L’oxydation du carbone dégage beaucoup d’énergie (33 kJ par gramme de carbone pur). Symétriquement, la réduction du gaz carbonique en carbone ou en hydrates de carbone est gourmande d’énergie. Elle ne se produit dans la nature que par les réactions vivantes : photosynthèse de la matière organique par les végétaux, et, intéressante mais quantitativement négligeable, chimiosynthèse dans les sources thermales sous marines.
Au cours de la photosynthèse, l’énergie lumineuse émise par le soleil et captée par la chlorophylle est transmise aux «centres de réaction de la photosynthèse», merveilleux assemblages de molécules au sein desquels huit photons peuvent «casser» une molécule de gaz carbonique. C’est cela qui a donné naissance aux gisements de charbon et d’hydrocarbures. Pour revenir à l’état de gaz carbonique, il suffit d’oxygène et d’une allumette.
Le gaz carbonique est soluble dans l’eau, où il donne des ions carbonate (CO32-) et bicarbonate (HCO3-) et se comporte en acide faible. La haute teneur de l’eau de mer en carbonate et en bicarbonate ainsi qu’en autres sels y influence fortement la solubilité du gaz carbonique.

L’isotope du carbone le plus abondant est le carbone 12. Il existe aussi, en faibles proportions, du carbone 13 et du carbone 14. Ce dernier est radioactif et sa diminution permet des datations. L’isotope 13, plus lourd que l’isotope 12, est moins réactif lors de la photosynthèse, de telle sorte que les produits dérivés de la photosynthèse (et en particulier : le pétrole) en contiennent proportionnellement moins que le gaz carbonique ou que les carbonates. Cette propriété est utilisée dans l’étude du climat pour identifier l’origine des masses d’air.

Encart : quelques outils pour comprendre comment l'océan absorbe ou émet du gaz carbonique.

Le gaz carbonique est soluble dans l'eau de mer et y pénètre ou s'en échappe selon que sa pression partielle (pCO2) y est moins forte ou plus forte que dans l'atmosphère. Le flux de gaz est fonction du vent, de la différence de pression partielle entre l'océan et l'atmosphère, et de la solubilité du gaz carbonique :

F = k s Δ pCO2

où k est proportionnel au cube de la vitesse du vent et s est la solubilité du gaz carbonique dans l'eau de mer. La vitesse du vent n'a d'influence que sur le temps que mettra la masse d'eau pour s'équilibrer avec l'atmosphère (un ordre de grandeur pour une couche océanique de surface de 100 m d'épaisseur en région tropicale est de 6 mois). C'est la solubilité qui définit la quantité de gaz carbonique qui sera passée d'un milieu à l'autre une fois l'équilibre atteint, et celle ci décroît lorsque l'acidité augmente et lorsque la température augmente (d'environ 4 % par ° C).
La quantité de gaz carbonique que doit absorber l'océan pour atteindre une pression partielle donnée peut être estimée grâce au Facteur de Revelle (du nom d'un chercheur de la Scripps Institution of Oceanography qui a été très actif dans l'étude du rôle de l'océan dans le cycle du carbone), qui représente la variation relative de la pression partielle de gaz carbonique divisée par la variation relative de carbone inorganique total (TCO2) :

F = (ΔpCO2 / pCO2) / (ΔTCO2 / TCO2)

Dit plus simplement, si le contenu en carbone inorganique total d'une masse d'eau augmente de 1 %, la pression partielle de gaz carbonique dans cette masse d'eau augmente de F %. Le Facteur de Revelle rend donc compte de l'effet d'amplification de la réponse de pCO2 à une pénétration de gaz carbonique dans l'océan. Dans les conditions actuelles, ce rapport varie entre 8 et 15 (voir carte ci dessous), les valeurs les plus fortes se trouvant aux hautes latitudes, c'est à dire dans les eaux les plus froides. En effet, le gaz carbonique est plus soluble dans les eaux froides et celles ci, qui en contiennent davantage, sont plus acides ; pour un même apport de gaz carbonique, la pression partielle y augmente davantage. Ceci signifie que, pour un même rejet de gaz carbonique dans l'atmosphère, dans un monde où la pression partielle de gaz carbonique sera plus élevée, et les océans plus acides, ceux ci, pour atteindre l'équilibre avec l'atmosphère, absorberont une quantité moindre de gaz carbonique : l'efficacité du puits océanique de carbone diminuera.

C'est ce que montre le graphique établi pour de l'eau de mer à 25 °C, avec une salinité de 35 %o et une alcalinité de 2 300 µmol/kg : si actuellement, avec une pression partielle de 400 µatm environ, une variation du contenu en carbone inorganique total entraîne une variation relative 9,3 fois plus forte de la pression partielle, lorsque celle ci sera de l'ordre de 500 µatm, ce sera 10,2 fois plus.

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Encart : Diversité du cycle vivant du carbone

Qu'elle soit terrestre ou marine, la photosynthèse produit, à partir de gaz carbonique, d'eau, et de sels nutritifs, de la matière organique. Celle ci est la source de nourriture et d'énergie pour les écosystèmes marins ou terrestres. Les plantes ou les algues porteuses de cette matière organique, elles mêmes comportant des milliers d'espèces, sont la nourriture de brouteurs, dont la variété n'est pas moindre, et qui peuvent être à leur tour les proies de carnivores. Phytoplancton, zooplancton herbivore, zooplancton carnivore, anchois, thons en mer ; herbe, gazelles, lions, ou feuilles insectes oiseaux sur terre. A chaque niveau de ces chaînes alimentaires, des excréments constituent des pertes. Pas pour tout le monde : les bactéries en profitent. Elles se développent aussi aux dépens des cadavres qui jalonnent ces chaînes alimentaires à tous les stades. Et au final, la respiration des écosystèmes restitue le gaz carbonique qui a été fixé lors de la photosynthèse.
La grande différence entre la filière terrestre et la filière marine est que la première se développe dans un milieu peu profond, pratiquement en contact en permanence avec l'atmosphère. Il n'y a pas de stockage à l'abri de l'oxygène. Le cycle du carbone y est relativement court. Au contraire, la seconde génère des particules qui, sous l'effet de leur densité, sédimentent lentement vers la profondeur. La matière qui les compose évoluera alors lentement à l'obscurité, dans l'eau froide, et ne réapparaîtra, sous forme de gaz carbonique ou de carbonates, qu'après un long périple qui peut durer un millier d'années. Ce transfert de matière de la surface vers la profondeur est la cause des différences de la fertilité des océans qu'on peut observer d'une région à une autre : sans ce transfert, les océans auraient partout la même teneur en éléments nutritifs.

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Voir aussi les FAQs :

Quel est le rôle du CO2 sur l'évolution du climat?

Comment le carbone agit sur le climat et quelles sont les menaces?

 

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