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I-1. Le cycle externe actuel du carbone : aperçu d’ensemble

Les différentes boucles du cycle externe du carbone impliquent des échelles de temps très variables (Figs. I-2 et I-3), de l’ordre de la journée (phénomènes de photosynthèse ou de respiration) au million d’années (phénomènes géologiques tels que l’altération de silicates). Si nous nous intéresserons dans cette étude principalement aux échelles de temps supérieures à 104 ans, il est intéressant de les replacer dans un contexte plus global. Les échelles de temps des différentes boucles du cycle du carbone constituent le premier point de cette présentation. Une fois définies les échelles de temps et les flux associés, les réservoirs concernés seront décrits.

I-1.1. Flux et échelles de temps

A court terme (jour, année, Fig. I-3A), les réactions métaboliques (prélèvement de carbone lors de la photosynthèse, émission de carbone lors de la respiration) sont à la base des flux entre l’atmosphère et l’océan, d’une part, l’atmosphère et la biomasse continentale, d’autre part. Il est possible d’enregistrer des variations de la pCO2 atmosphériques à l’échelle saisonnière, respiration et photosynthèse s’équilibrant à l’échelle de l’année. La quantité de carbone mobilisé hors de l’atmosphère par la photosynthèse est légèrement supérieure à celle libérée par la respiration. Une partie de la matière organique est en effet exportée par les rivières sous forme particulaire ou dissoute ; une autre partie échappe à l’oxydation et constitue la fraction humique des sols.

Fig. I-2. Imbrication des échelles de temps du cycle du carbone, du jour au milliard d’années. A moyen terme (1 à 100 ka, Fig. I-3B), les phénomènes d’échanges entre l’atmosphère et l’océan prennent le pas sur la photosynthèse et la respiration, c’est le processus de pompe physique, lié à la circulation océanique (section I-2). Les cycles astronomiques de Milankovitch constituent un des forçages de cette échelle de temps. Des variations de l’activité biologique sur le moyen terme peuvent aussi entrer en compte à cette échelle de temps, transférant le carbone vers le carbone organique sédimentaire. A plus long terme (100 ka à 1 Ma, Fig. I-3C), le cycle du carbone est dominé par les variations de l’activité volcanique, l’altération des roches de surface et la séquestration du carbone dans les sédiments sous forme de carbonates ou de matière organique. Ces phénomènes représentent le principal flux de sortie du carbone de l’atmosphère sur le long terme : piégé par l’altération des silicates et des carbonates, le CO2 se retrouve pompé hors de l’atmosphère. Enfin, à l’échelle de l’histoire de la Terre (1 Ma à 1Ga, Fig. I-3D), le dégazage du manteau au niveau des volcans, des dorsales océaniques et des points chauds ainsi que le métamorphisme, notamment au niveau des chaînes de montagne, délivrent du carbone dans l’atmosphère. Le retour du carbone vers le manteau au niveau des zones de subduction entre également en ligne de compte à ces échelles de temps. De plus, la tectonique joue également un rôle sur le long terme, la disposition des continents ayant une incidence sur le climat et en retour sur l’altération et le cycle du carbone.

Fig. I-3. (Page 15) Evolution de la pCO2 atmosphérique à différentes échelles de temps. A l’échelle de la décennie (Fig. I-3A), des relevés atmosphériques fournissent des mesures directes, montrant l’influence de la végétation sur les variations saisonnières (Irlande). A l’échelle de la centaine de millier d’années (Fig. I-3B), la reconstruction de cette pCO2 est basée sur la mesure de celle des bulles d’air piégées dans les carottes de glace Antarctique (Petit et al. 1999 ; Indermühle et al. 2000 ; Monnin et al. 2001 ; Siegenthaler et al. 2005), les cycles étant déterminés par un contrôle astronomique (cycles de Milankovitch). Sur le cours du Phanérozoïque (Fig. I-3C), les données compilées (Royer et al. 2004) sont groupées par traceurs. Ces données sont comparées aux résultats du modèle GEOCARB III, indiqué dans la figure sous forme de son domaine d’erreur (Berner and Kothavala 2001). Quant à l’échelle de temps de l’histoire de la Terre (Fig. I-3D), les résultats affichés sont ceux du modèle de (Kasting 1993), sur lesquels est indiqué à titre d’exemple la limite fournie par l’étude de paléosols de (Rye et al. 1995).

I-1.1. Les réservoirs

Le CO2 atmosphérique est relié à presque tous les flux de carbone à la surface du globe. Bien que ce dernier constitue, comme nous allons le voir, un réservoir de carbone de petite taille, il joue un rôle pivot crucial dans le déroulement du cycle externe (Fig. I-4). Les réservoirs sont les suivants : I-1.1.1. Le manteau Bien que ne faisant pas partie des enveloppes externes, le manteau joue un rôle dans le cycle externe car il constitue la source de carbone de ces enveloppes. Une estimation de la quantité de carbone stocké dans le manteau supérieur est de 36.1021 molC soit 430.106 GtC (Javoy 1998). Une telle quantité de carbone est plus de 5 fois supérieure à celle de l'environnement superficiel. Le flux de carbone d’origine mantellique dégazé vers l’atmosphère est de 2,15.1012 molC.a-1. I-1.1.2. La lithosphère et le carbone sédimentaire Le temps de résidence du carbone dans les sédiments est de l’ordre de 200 Ma. Le carbone y est essentiellement contenu dans les carbonates et la matière organique fossile. Ces sédiments s’accumulent au fond des océans - selon des mécanismes détaillés plus loin - avant d’être éventuellement exhumés sous le jeu combiné de la tectonique et des variations du niveau marin. Les carbonates sédimentaires (5.1021 molC) représentent la majorité du carbone superficiel terrestre (environ 80 %). Sous forme de CO2 dans l’atmosphère, ce stock de carbone serait équivalent à une pression atmosphérique d'environ 60 atmosphères. La matière organique sédimentaire (entre 0,4.1021 et 1,25.1021 molC) est stockée dans les sédiments sous forme massive (charbons), d'hydrocarbures (liquides ou gazeux), de kérogènes (matière organique dispersée), ou encore de clathrates. Ces hydrates de gaz (entre 0,25 et 0,8.1018 molC), essentiellement de méthane, se forment dans les sédiments à partir du méthane biogénique produit en milieu anoxique. Il ne s’accumule néanmoins que dans un domaine limité, fonction des conditions de température et de pression requises pour leur stabilité. Il en résulte que leur distribution géographique est limitée aux hautes latitudes et aux marges continentales. Dans les régions polaires, ils sont communément associés au permafrost.

I-1.1.3. L’atmosphère

Le carbone est présent dans l’atmosphère sous forme de deux gaz à effet de serre indispensables au maintien d’eau liquide à la surface du globe, CO2 et CH4. La quantité totale de carbone contenu dans l’atmosphère est 50 fois moindre que celle contenue dans l’océan, avec des temps de résidence relativement faible, à savoir ~7 ans pour le méthane et ~20 ans pour le CO2. Ces deux gaz ne représentent qu’une faible partie des gaz atmosphériques (respectivement 382 et 1,745 ppm, soit 62,5.1015 molC en totalité), derrière la vapeur d’eau (4000 ppm, premier gaz à effet de serre de la planète en termes de concentration atmosphérique). Si l’effet de serre imputable au CO2 est mis en évidence au milieu du 19° siècle (Tyndall 1859), la sensibilité de la température moyenne du globe à la pCO2 atmosphérique est établie en 1896 (Arrhenius 1896). Les calculs d’Arrhenius montrent que les gradients de température pôle-équateur diminuent en cas de hausse du CO2 atmosphérique, la température augmentant beaucoup plus rapidement au niveau des pôles que de l’équateur. En termes de climat, le rôle de la vapeur d’eau est plus délicat à mettre en évidence, car sa concentration dans l’atmosphère est fonction de la température de l’air et de la circulation atmosphérique, auxquelles il faut rajouter la formation des nuages. Ces phénomènes varient donc même à l’échelle de l’heure. C’est pourquoi, sur l’exemple des travaux d’Arrhenius, le CO2 est plus généralement envisagé comme la variable clé de la régulation du climat sur le long terme, même si sa concentration est faible par rapport à la vapeur d’eau.

I-1.1.4. L’hydrosphère Le terme hydrosphère est ici employé pour l’océan. Le carbone y est présent entre autres sous forme de Carbone Inorganique Dissous (ΣCO2) et Carbone Organique Dissous (DOC, Dissolved Organic Carbon). Le ΣCO2 regroupe l’ensemble des espèces minérales du carbone présentes dans l’eau de mer : CO2aq, H2CO3, HCO3- et CO32-. Le carbone est également présent sous forme de carbone particulaire, organique (POC, Particulate Organic Carbon) et minéral (PIC, Particulate Inorganic Carbon), présents dans la colonne d’eau et susceptibles d’être respectivement respirés, dissous ou entraînés vers les sédiments. Au pH de l’eau de mer, l’ion bicarbonate prédomine parmi les espèces du carbone inorganique dissous. Le ΣCO2 est réparti de manière hétérogène dans l’océan. Celui-ci est en effet constitué de différentes masses d’eau. Sans entrer dans les détails, il se découpe verticalement en deux grandes zones, la couche mixte et l’océan profond. La couche mixte contient seulement 61,6.1015 molC contre 3100.1015 molC pour l’océan profond. La couche mixte est la partie superficielle de l’océan, rendue turbulente par les interactions avec l’atmosphère (action du vent, de l’évaporation, de la formation de glace ou les variations de température) ou la dissipation de l’énergie des vagues. Les variations d’épaisseur sont très importantes pour la couche mixte. Sa profondeur peut atteindre 2000 m en zone polaire (mer du Labrador) par la formation de saumures résultant de la glaciation de l’eau de mer. En été (relatif à l’hémisphère considéré), la couche mixte est moins épaisse car le réchauffement de la surface de l’océan génère une stratification de densité thermique qui limite la pénétration des mélanges générés par le vent. Ceci étant, la couche mixte ne peut donc être confondue avec la zone photique (définie par la profondeur jusqu’à laquelle pénètre la lumière, permettant la photosynthèse). Les deux couches océaniques sont mises en contact notamment par la circulation thermohaline. Les eaux froides et denses, plongent au niveau des pôles. La solubilité du CO2, décrit par la loi de Henry, est plus importante à basse température. Ces eaux froides constituent alors les eaux de fond, riches en ΣCO2, avant de remonter vers la surface à l’équateur. En se réchauffant, la solubilité du carbone dans la masse d’eau diminue et du CO2 est relâché. Les temps de résidence vont être alors très différents, de l’ordre de 380 ans dans la couche mixte et de 105 ans pour l’océan profond. Une modification des gradients de température liée à l’augmentation de l’effet de serre comme calculé par Arrhenius (1896) aurait pour conséquence une modification des circulations océaniques et donc du fonctionnement de la pompe physique. I-1.1.5. La biosphère La matière organique s’organise à partir de structures carbonées. La biosphère joue donc un rôle important dans le cycle du carbone, permettant la transformation du carbone minéral en carbone organique, via la photosynthèse. Il convient cependant de séparer les biomasses marines et continentales car elles présentent de nombreuses différences au point de vue des cycles court et long terme du carbone. La première est quantitativement beaucoup moins importante, avec un taux de renouvellement beaucoup plus rapide (quelques semaines). A l’inverse, la biomasse continentale représente une quantité de carbone plus faible mais ce carbone est piégé pour plus longtemps, avec un temps de résidence de l’ordre de l’année. Enfin, leurs modalités de sédimentation sont tout à fait différentes. La matière organique océanique doit traverser la colonne d’eau avant d’être éventuellement piégée par les sédiments marins tandis que la matière organique continentale est entraînée par les rivières et sédimente au niveau des embouchures de fleuve.

I-1.1.6. Les sols Lieu d’interaction entre biosphère, atmosphère et lithosphère, les sols représentent un milieu complexe qui contient deux formes de carbone : carbone organique des litières et humus (matière organique « morte », susceptible d’être transférée vers les sédiments marins ou lacustres) et carbonates pédogénétiques (carbonates dont la précipitation in-situ est le résultat de l’activité biologique des sols). Ils constituent donc un potentiel piège de carbone et la teneur en CO2 d’un sol est aisément 100 fois supérieure à celle de l’atmosphère. Ces processus dépendent des propriétés du sol (texture, teneur en argile, minéralogie, acidité). Le stock de carbone organique présente un équilibre dynamique entre les apports de débris végétaux et la perte de la matière organique de la litière par respiration. Le taux de respiration dépend principalement de la température et de la disponibilité d'oxygène. Dans les conditions normales aérobies des sols, environ 1 % de la matière organique s'accumule dans la fraction stable qu'est la fraction humique (soit 33.1012 molC.a-1). Les temps de résidence des différents compartiments de carbone dans le sol vont de un an à plusieurs années en fonction de la composition biochimique pour le carbone organique (la lignine étant par exemple plus stable que la cellulose) à des dizaines voire des milliers d'années pour la fraction stable. Le carbone stable est séquestré dans le sol de façon physique ou chimique. La séquestration physique signifie une encapsulation de fragments de matière organique par les particules d'argile ou les macro- ou micro-agrégats du sol ; la séquestration chimique se fait par liaisons spécifiques de la matière organique avec d'autres constituants du sol (colloïdes ou argiles, complexes argilo-humiques). L’interaction des sols avec les eaux de pluie pourra éventuellement mobiliser les éléments du sol pour les conduire vers les rivières, rejoignant ainsi le cycle des processus érosifs (section I-4). I-1.1.7. La place des clathrates Les clathrates occupent une place à part dans la matière organique sédimentaire. Ils sont stables dans une gamme donnée de pression et de température (de -10°C à 100 m de profondeur à +10°C à 500 m) et se forment donc des zones spécifiques, essentiellement les talus continentaux, à 150 m de profondeur au moins (Kvenvolden 1998) mais aussi sous les pergélisols des zones de hautes latitudes.

Fig. I-4. (Page 21) Cycle externe du carbone : taille des réservoirs actuels et importance des flux (valeurs Dupré et al., 2003 ; Calmels, 2008 ; Gaillardet et Galy, 2008 ; Hilton et al. 2008 ; Li et al., 2008). Les flux, en gras, sont indiqués en 1012 molC.a-1.

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Deuxième partie : Le rôle de l'océan : pH, alcalinité et CO2

Troisième partie : l'altération continentale

Quatrième partie partie : Stockage long terme