Dossier sur le climat 

Les stocks de carbone dans le système climatique

L’évolution de ces stocks dans les années 90 sous l’action de l’homme

Quelques questions et évolutions récentes
 

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 ainsi un réchauffement du climat.

Heureusement, ce réchauffement est ralenti car le gaz carbonique est soluble dans l’océan, et aussi, dans la vie. 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 des végétaux.

Une élévation de la température du globe pourrait toutefois réduire, annuler, voire même inverser cet effet bénéfique. L’océan, surtout sa partie profonde, est un gigantesque réservoir dans lequel le gaz carbonique est soluble. Pour y parvenir, le gaz carbonique doit traverser la couche superficielle, chaude, qui ne se mélange que lentement avec l’eau profonde. La vie océanique, en fixant du carbone puis en l’expédiant en profondeur sous forme de débris et cadavre contribue à cette pénétration. Mais ces processus de mélange et de pénétration sont lents, et ne permettront en aucun cas de revenir aux concentrations en gaz carbonique qui régnaient dans l’atmosphère avant l’ère industrielle.

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 (HCO_3-) 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 disparition 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.

Les stocks de carbone dans le système climatique

La figure 1 est extraite du 4ième rapport du Groupe d’experts Intergouvernemental sur l’Evolution du Climat. Les flux de carbone indiqués sont extraits de Sarmiento et Gruber (2006), tandis que les quantités dans les divers réservoirs sont estimées d’après (Sabine et al., 2004).
 

Figure 1 : en noir, stocks de carbone dans les compartiments du système climatique avant l’ère industrielle, et en rouge modifications intervenues du fait de l’activité humaine, telles qu’estimées dans les années 1990. Le même code de couleur s’applique aux nombres indiqués sur des flèches, qui représentent les flux annuels estimés entre ces compartiments. L’unité est la gigatonne (GT) de carbone (1 GT = 109 T).

C’est, de très loin, l’océan qui renferme les plus grandes quantités de carbone, avec 37100 GT avant l’ère industrielle. Ce carbone est principalement sous forme d’ions carbonate CO₃^2- ou bicarbonate HCO_3-. Ces ions participent à l’équilibre des carbonates :

2 HCO₃- H₂O + CO₃^2- + 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. Du fait de la très longue durée de la circulation océanique entre la surface et la profondeur (de l’ordre de 1000 ans), l’équilibre entre l’océan et l’atmosphère est très long à s’établir.
Le sol, la végétation et les débris végétaux renfermaient 2300 GT de carbone sous forme organique avant le début de l’ère industrielle. L’action des organismes vivants (la respiration) oxyde cette matière organique en gaz carbonique qui passe immédiatement dans l’atmosphère. Parallèlement, la photosynthèse restaure ce stock de matière organique. En période d’équilibre climatique, photosynthèse et respiration s’équilibrent.
Le contenu en carbone et carbonates des roches du sous sol représentent une quantité considérable, mais l’érosion qui libère ce carbone agit très lentement.
Enfin, on estime que le stock de charbon et d’hydrocarbures, résultat de la photosynthèse des débuts de la vie sur terre, et principale source d’énergie pour l’homme, s’élevait à 3700 GT avant l’ère industrielle.

L’évolution de ces stocks dans les années 90 sous l’action de l’homme

Le stock de carbone de l’atmosphère, sous forme de gaz carbonique, a beaucoup augmenté :

+ 165 GT depuis le début de l’ère industrielle,

causant le réchauffement climatique observé actuellement.

Ceci est dû à la combustion du charbon et des hydrocarbures fossiles pour produire de l’énergie. Cependant, cette quantité est inférieure à celle qui a été extraite des gisements et qui est estimée à 244 GT.

La raison en est que, en réponse à cette augmentation, les compartiments océan, et végétation+sol ont réagi.

Ainsi, sur les 6,4 GT de carbone brûlés chaque année :

• 2,2 GT passent dans le premier (22,2 GT absorbées moins 20 GT dégazées)

• et 1 GT dans le second (2,6 GT captées par la photosynthèse moins 1,6 GT soumise à l’oxydation du fait de changements d’utilisation des sols).

L’océan échange du carbone principalement avec l’atmosphère, et dans une bien moindre mesure, il en reçoit des rivières et en cède par dépôt sur le sédiment. Suite à l’augmentation de la concentration de CO₂ dans l’atmosphère, un déséquilibre des pressions partielles entre les deux milieux s’instaure, et les flux d’échange tendent à corriger ce déséquilibre. Cependant, on n’observe pas un flux uniforme de 2,2 GT de l’atmosphère vers l’océan : ce flux est en effet extrêmement variable, et souvent même orienté de l’océan vers l’atmosphère.

Il y a trois raisons à cette variabilité :

• La première tient à la température. En effet, lorsque l’eau de mer se réchauffe (se refroidit), la solubilité du gaz carbonique y diminue (augmente), et la pression partielle y croît (décroît) de 2,3 % par degré Celsius. Ainsi, les eaux froides qui remontent en surface dans les régions d’upwelling à l'est des océans tropicaux cèdent du carbone à l’atmosphère lorsqu’elles se réchauffent, puis en absorbent plus tard à l'ouest lorsqu’elles se refroidissent en dérivant vers les hautes latitudes.

• La seconde correspond à l’activité biologique : en transformant du gaz carbonique en carbone organique, la photosynthèse fait décroître la pression partielle de gaz carbonique dans l’océan. Lors de phases de croissance rapide du phytoplancton, on a pu observer des masses d’eau superficielles au sein desquelles la pression partielle de CO₂ passait en quelques jours d’environ 400 microatmosphères (correspondant donc à un flux de CO₂ vers l’atmosphère, où la pression partielle de CO₂ n’était que de 365 microatmosphères) à 300 microatmosphères (correspondant donc à un flux vers l’océan).

• Enfin, la troisième raison tient à la circulation de l’océan : en surface, sous l’action de la biologie, l’eau de mer s’appauvrit peu à peu en carbone, qui tombe lentement vers le fond de l’océan sous forme de débris organiques, soumis à la dégradation par les bactéries. L’eau qui circule en profondeur s’enrichit donc en carbone, et lorsqu’elle reparaît en surface au terme d’un circuit qui dure environ 1000 ans, sa concentration en carbone et sa pression partielle de CO₂ y sont élevées.

Notons aussi qu’une part des 2,2 GT de flux net de carbone « anthropogénique » de l’atmosphère vers l’océan, soit 1,6 GT, passe de l’océan superficiel à l’océan profond du fait des courants et de la turbulence. L’impact des rejets anthropiques de CO₂ sur ces deux parties de l’océan est très différent : depuis le début de l’ère industrielle, le contenu de l’océan superficiel en carbone a augmenté de 2 % (18/900) tandis qu’il n’a augmenté que de 0,3 % (100/37100) dans l’océan profond. L’océan est une immense capacité à absorber l’excédent de CO₂ atmosphérique, mais l’océan superficiel se comporte comme une barrière dynamique qui ralentit considérablement l’instauration d’un nouvel état d’équilibre. Ainsi, si les émissions humaines de CO₂ cessaient, il faudrait 30 ans pour résorber la moitié de l’excès de CO₂ accumulé dans l’atmosphère depuis le début de l’ère industrielle, 50 ans pour en résorber 30 % supplémentaires, et des milliers d’années pour revenir au niveau de l’ère préindustrielle.

Contrairement à l’océan, la végétation terrestre et les sols réagissent rapidement à la perturbation anthropique. Le stock de carbone n’y est que dix fois environ supérieur aux flux annuels de photosynthèse et de respiration, lesquels étaient pratiquement équilibrés avant l’ère industrielle, si on tient compte d’un flux de 0,4 GT de matière organique dissoute transportée vers l’océan par les rivières. L’ère industrielle a amené deux modifications notables :

• d’une part, des changements dans l’utilisation des surfaces agricoles, en particulier la déforestation, sont responsables d’un flux de 1,6 GT de carbone chaque année. En effet, les forêts renferment beaucoup plus de carbone, en particulier dans les troncs d’arbres, mais aussi dans l’humus du sol, que les champs cultivés soumis à une récolte annuelle.

• D’autre part, les plantes sont sensibles à l’augmentation de la teneur en CO₂ de l’atmosphère, qui stimule leur photosynthèse et entraîne une augmentation de leur biomasse. Ceci entraîne une augmentation du flux annuel de photosynthèse de 2,6 GT.

Quelques questions et évolutions récentes

On remarque sur la figure 1 que les flux entre l’atmosphère et les sols et végétation terrestre sont affectés par l’augmentation de la teneur en CO₂ de l’atmosphère, alors que la vie marine ne l’est pas. Ceci correspond aux années 1990, mais pourrait changer.

Les plantes terrestres sont sensibles à l’augmentation de la concentration actuelle de l’atmosphère en CO₂, mais cet effet devrait aller en diminuant, jusqu’à disparaître dès qu’on atteindra une concentration « saturante », c'est-à-dire au-delà de laquelle il ne se fera plus sentir. Le compartiment sols et végétation devrait donc peu à peu perdre de sa capacité à absorber les rejets atmosphériques de CO₂.

Le phytoplancton marin n’est généralement pas sensible à l’augmentation de la concentration en CO₂. Seule exception connue, les coccolithophoridés, algues qui fabriquent des pièces calcaires (biocalcification). Cette propriété leur sert à augmenter la pression partielle de CO₂ en modifiant l’équilibre des carbonates et compense ainsi leur faible capacité à réaliser la photosynthèse à des concentrations en gaz carbonique faibles. Or, ces concentrations sont maintenant près d’atteindre des niveaux auxquels les coccolithophoridés peuvent réaliser leur photosynthèse sans avoir besoin de fabriquer des pièces calcaires, et les expériences en laboratoire montrent que chez ces algues, la biocalcification devrait diminuer.

Figure 2. Puits et sources de carbone dans les sols et végétation terrestres et dans l’océan, simulés par des modèles lors du troisième rapport du GIEC (chaque modèle est représenté par une couleur). A gauche, les modèles d’écosystème ne sont forcés que par l’augmentation de la concentration en CO₂ de l’atmosphère. A droite, ils sont forcés par cette concentration, ainsi que par les changements climatiques (d’après Friedlingstein et Prentice, 2010).

On sait mal comment réagiront globalement les végétations terrestre et marine au changement climatique. Sous un climat plus chaud, les plantes terrestres seront plus sensibles au stress hydrique, et la dégradation de la matière organique sera accélérée. Un océan plus chaud verra sa stratification renforcée, faisant barrage à l’approvisionnement en sels nutritifs de la couche éclairée où croît le phytoplancton. Il en résulterait une baisse du puits biologique de carbone, mais ceci seulement aux basses et moyennes latitudes, car aux hautes latitudes, une plus forte stabilité verticale des masses d’eau est favorable à la croissance du phytoplancton, qui, dans ces régions, ne manque pas de sels nutritifs. Une éventuelle baisse du puits biologique de carbone diminuerait le flux actuellement estimé à 11 GT entre la biomasse océanique et l’eau profond (Figure 1) et renforcerait le rôle de frein que joue la couche superficielle de l’océan pour la pénétration du carbone dans l’océan profond.

Les effets du changement climatique sur ces parties vivantes du cycle du carbone sont variés, complexes, et la plupart du temps mal connus. Toutefois, la prise en compte dans la plupart des modèles de l’effet du changement climatique sur les écosystèmes met en évidence des rétroactions positives à la fois pour la végétation terrestre et pour l’océan, c'est-à-dire conduit dans pratiquement tous les modèles à une réduction des puits de carbone par rapport à des modèles forcés seulement par la concentration en CO₂ de l’atmosphère (Figure 2). Dans l’un des modèles (en vert en haut à droite de la figure 2), la végétation terrestre passerait même de l’état de puits de gaz carbonique à celui de source à la fin de ce siècle. Ceci indique qu’une plus grande fraction des émissions anthropiques de gaz carbonique se maintiendra dans l’atmosphère lorsque le réchauffement climatique affectera les végétations marine et terrestre.

Figure 3 : évolution des sources (termes positifs) et des puits (termes négatifs) de gaz carbonique pour l’atmosphère pour la période 1850–2008. Les moyennes des flux indiquées à droite du graphique font état d’un résidu de O,3 GT de carbone, qui correspond à l’incertitude des résultats, chaque terme étant estimé indépendamment des autres. La partie négative notée « Atmospheric CO2 » correspond à la quantité de CO2 qui s’accumule dans l’atmosphère (d’après Raupach et Canadell, 2010).

Les estimations de l’évolution des contenus en carbone des différents compartiments montre que les sources de gaz carbonique pour l’atmosphère ont évolué de façon différente : si la faible source causée par la déforestation en régions tempérées tend à s’estomper, celle causée par la déforestation en zones tropicales reste stable, tandis que la consommation de carbone fossile continue de croître à un rythme soutenu. Les pertes de carbone de l’atmosphère vers les océans et vers la végétation terrestre (celles-ci très variables d’une année à l’autre) sont stables, aux environs de 2,3 et 3 GT par an, respectivement, de telle sorte que le taux d’accumulation de gaz carbonique dans l’atmosphère s’est accru au cours des dix dernières années. Ces tendances récentes sont confirmées par Le Quéré (2010) comme le montre la figure 4.

Figure 4 : Comparaison des flux de carbone annuels pour les périodes 1990 à 2000 en bleu et 2000 à 2008 en rouge (d’après Le Quéré, 2010).

Références

Friedlingstein, P. et Prentice, I. C., 2010 : Carbon–climate feedbacks: a review of model and observation based estimates. Current Opinion in Environmental Sustainability, 2 : 251-257.

Le Quere, C., 2010 : Trends in the land and ocean carbon uptake. Current Opinion in Environmental Sustainability, 2 : 219-224.

Raupach, M. et Canadell, J. G., 2010 : Carbon and the Anthropocene. Current Opinion in Environmental Sustainability, 2 : 210-218
Sabine, C.L., et al., 2004: The oceanic sink for anthropogenic CO2. Science, 305(5682), 367–371.