Edit this page

I-4. Le stockage à long terme du carbone dans les sédiments marins : l’océan, machine à carbonate et à matière organique.

Dans l’océan, la synthèse des carbonates est la conséquence de l’altération continentale qui délivrer alcalinité et carbone dissous. Cependant, ces éléments sont également utilisés pour la synthèse de matière organique océanique qui peut constituer un piège de carbone à long terme par le biais de la pompe biologique (Fig. I-11).

Fig. I-11. Sédimentation de carbonates et de matière organique (continentale ou océanique), les pièges de carbone à long terme.

Cette section sera orientée sur la description de la synthèse de carbonates et de matière organique dans l’océan. Ces deux mécanismes agissent chacun différemment sur l’alcalinité et le ΣCO2 (carbone inorganique dissous) et s’opposent en termes de conséquences sur le pH océanique et la concentration en CO2 de l’océan superficiel (Fig. I-12). La notion de rain-ratio explicite les interactions entre export de carbone minéral et export de carbone organique.

Fig. I-12. Variations de différents paramètres océaniques dans les cas d’une variation de CO2, de la photosynthèse ou de la respiration et de la formation ou dissolution de CaCO3 (Zeebe and Wolf-Gladrow 2001). Les lignes pointillées représentent les iso-pH et les lignes pleines les iso-[CO2(aq)].

I-4.1. La place des carbonates dans le stockage du carbone

Les produits de l’altération des rivières délivrés à l’océan sont utilisés par les organismes océaniques pour la construction de structures rigides (coquilles, exosquelettes, tests, etc.) et de matière organique. La nature des organismes calcaires dominants a fortement évolué au cours du Phanérozoïque. Au Paléozoïque, les organismes calcaires sont essentiellement les Crinoïdes, Bryozoaires et Brachiopodes. Les coraux existent également mais deviennent dominants au cours du Mésozoïque, avec les Echinides. Au cours du Jurassique, les organismes pélagiques se développent, entraînant un stockage différent du carbone : le stockage se déplace depuis les plateformes vers l’océan profond (Fig. I-13). Les communautés planctoniques ont également évolué (Fig. I-13A). Elles ont été dominées par des organismes à test siliceux (diatomées - producteurs primaires, radiolaires), calcaire (coccolithophoridés - producteurs primaires, foraminifères planctoniques) ou à paroi organique (acritarches, dinoflagellés).

Fig. I-13. (A) Evolution des populations planctoniques au cours du Phanérozoïque (à partir de Martin, 1995), (B) estimation du pourcentage des dépôts représenté par les calcaires dans les ophiolites et (C) de la surface totale d’accumulation de carbonate (à partir de la synthèse de Ridgwell, 2005). Sont également reportées les alternances entre mer aragonitique et calcitique (Sandberg, 1983). L’équation (I-18) définit la constante de saturation vis-à-vis de la calcite ou de l’aragonite. [X]sat représente la concentration en ions X (forme libre ou complexe) dans la solution à saturation par rapport à la calcite. (I-18).

L’aragonite est plus soluble que la calcite à conditions égales de température, pression et salinité : Kxsp = 10-6.19 et 10-6.37 mol2.kg-1 respectivement (pour T = 25°C, S = 35, P = 1 atm). L’état de saturation de l’eau de mer vis-à-vis de la calcite ou de l’aragonite (respectivement ΩCal et ΩAra), décrit par l’équation (I-19) où [X]sol représente les concentrations dans l’eau de mer. La sursaturation (sous-saturation) est définie pour , soit Ω>1 (Ω<1). (I-19) La valeur de Ω varie le long de la colonne d’eau, les eaux devenant de plus en plus acides et donc agressives vis-à-vis des carbonates.

I-4.2. Lysocline et CCD

Deux limites importantes caractérisent cette agressivité des eaux de fond : la lysocline et la profondeur de compensation des carbonates de calcium (CCD - Calcium Carbonate Compensation Depth). La lysocline détermine la partie de l’océan au dessus de laquelle on trouve des assemblages de CaCO3 bien préservés. La CCD détermine la limite en dessous de laquelle on ne trouve plus de carbonates précipités (Fig. I-14). Ces profondeurs varient avec le temps de manière non nécessairement couplée. La dissolution des carbonates (I-20) se déroule notamment dans l’océan profond lors de la traversée de la colonne d’eau par les carbonates pélagiques (ou pluie des carbonates). L’atome de carbone initialement contenu dans la molécule de CO2 se retrouve alors stocké dans l’eau de mer au sein d’une molécule de bicarbonate. Si ce taux de dissolution devient plus important que la pluie de carbonates, les sédiments déjà déposés se dissolvent, participant à la stabilité du pH océanique. (I-20)

Fig. I-14. Profils de saturation de la calcite (pointillés rouges) et de l’aragonite (pointillés gris) comparés au profil de concentration en carbonate pour le Pacifique nord (bleu) et le Pacifique équatorial (noir) (données GEOSECS, Takahashi et al. 1981). L’intersection entre profils de saturation et de concentration donne la lysocline (marquée par une étoile dans le cas de la calcite dans l’Océan Pacifique Nord), propre à un minéral et un océan. Lorsque l’ensemble du CaCO3 est dissous, la limite atteinte est la CCD. D’après (Jansen et al. 2002) La CCD est une limite bilan entre les apports à l’océan depuis les rivières et la précipitation de carbonates de calcium dans l’océan. Elle est indépendante de la pCO2 à l’échelle du million d’années. Si, par exemple en raison de l’augmentation de l’activité biologique, la précipitation et l’export de CaCO3 vers les sédiments augmente, la CCD deviendra de moins en moins profonde jusqu’à obtenir une nouvelle position d’équilibre déterminée par l’apport des rivières. La position de la lysocline est plus directement reliée à l’alcalinité, au ΣCO2 et à la chimie de l’océan car elle est déterminée par l’intersection entre le profil de concentration en ion carbonates et le profil de saturation soit de la calcite, soit de l’aragonite. On peut donc prévoir thermodynamiquement la position de la lysocline mais pas celle de la CCD. Cependant, seule une variation de la CCD laisse des traces visibles dans les sédiments anciens, les sédiments déjà déposés étant dissous si la CCD remonte. C’est pourquoi au cours des temps géologiques, les reconstructions de la CCD sont plus simples que celles de la lysocline et permettent de reconstruire des épisodes d’acidification de l’océan (Zachos et al. 2005).

I-4.3. Le piégeage du carbone organique océanique et la pompe biologique

La matière organique océanique vivante représente un faible réservoir de carbone. Cependant, la pompe biologique permet le stockage du carbone dans les sédiments. Celle-ci est constituée de trois étapes : la production, l’export et la préservation de la matière organique.

I-4.3.1. Production de matière organique

Dans l’océan, la production primaire dépend de l’apport de nutriments, de la température et de la profondeur. La profondeur joue en effet sur la luminosité et la photosynthèse nécessite la captation d’énergie solaire par l’organisme, la production primaire est majoritairement située dans la zone photique. De plus, les zones de forte productivité sont souvent associées aux zones d’upwelling, apportant à la surface des eaux froides, chargées de nutriments et riches en oxygène. La synthèse de matière organique va donc jouer sur la chimie de l’océan par un prélèvement de carbone et une légère mobilisation d’alcalinité.

I-4.3.2. Export de matière organique

Aisément reminéralisée, la matière organique ne constitue pas nécessairement un piège à carbone. En effet, plus de 95% de la matière organique est dégradée en traversant la colonne d’eau (Martin and Sayles 2006). Le carbone organique est exporté à travers la colonne d’eau par association avec un ballaste. Il semblerait que le meilleur ballaste pour la traversée de la colonne d’eau soit les carbonates, comparativement à l’opale ou aux débris terrigènes (Klaas and Archer 2002). Par conséquent, la baisse de production de carbonates diminue l’efficacité d’export de la matière organique vers les sédiments (Ridgwell 2003). Une baisse de production carbonatée n’a donc pas des conséquences nécessairement prévisibles. Le carbone est exporté vers les sédiments sous deux formes, CaCO3 (ou PIC) et carbone organique particulaire (POC). Le rapport de ces deux grandeurs (I-21) se définit comme étant le « rain ratio » r (Archer and Maier-Reimer 1994). (I-21) Dans la partie supérieure de l’océan, le rain-ratio (Fig. I-15) est modifié selon, par exemple, la proportion de producteurs primaires carbonatés et de producteurs primaires siliceux (Mekik et al. 2007).

Fig. I-15. La pompe biologique et la « contrepompe » des carbonates illustrant le rain-ratio en sortie de la zone de production organique (Riebesell 2004).

I-4.3.3. Préservation de la matière organique La matière organique finalement préservée, donc non respirée, représente sans doute moins de 0,5% de la production initiale (Hedges and Keil 1995). Il est intéressant de noter que ce stockage de matière organique dans les sédiments a parfois été extrêmement important. Ce stockage de matière organique dans les sédiments se traduit par la formation de « black shales » lors de certaines périodes géologiques particulières. Celles-ci sont interprétées comme des périodes d’anoxie océanique (OAE, Oceanic Anoxic Event). Lors de ces évènements, généralement associés aux périodes chaudes du Mésozoïque (essentiellement le Crétacé), l’océan est supposé stratifié et les eaux du fond se retrouvent appauvries en oxygène, permettant la préservation de la matière organique. Ces épisodes sont de plus associés à des remontées du niveau marin (Huc et al. 2005). En cas de hausse de la pCO2 atmosphérique, la baisse du degré de saturation de l’océan vis-à-vis des carbonates défavorise la formation de carbonates tout en favorisant les organismes à test siliceux (Riebesell 2004).

L’export de carbone se ferait alors davantage sous forme de carbone organique que minérale. Cela pourra générer une baisse de la pCO2 de l’océan supérieur, permettant de soustraire plus efficacement une partie de ce gaz de l’atmosphère. Cependant, certains auteurs affirmant que les carbonates étant le meilleur ballaste pour la matière organique, la baisse de la production carbonatée s’accompagnera d’une baisse de l’export de matière organique ; le rain-ratio ne variera pas (Ridgwell 2003). La variation du rain-ratio, si elle existe, doit donc être vue davantage comme un mécanisme à moyen terme qu’à long terme.