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OpenEdition Books

Le climat à découvert

 | 
Catherine Jeandel
, 
Rémy Mosseri

Deuxième partie. Les mécanismes physico-chimiques en jeu

12. Les océans, pièges à CO2

Laurent Mémery

Texte intégral

Comment le CO2 pénètre-t-il l’océan ?

1Les échanges de CO2 à l’interface air-mer sont régis par des processus physiques et chimiques. La Loi de Henry stipule que la concentration de gaz dissous dans un liquide à l’équilibre est proportionnelle à la pression partielle qu’exerce ce gaz sur le liquide. Cette loi s’exprime de la manière suivante : c = sp, où c est la concentration dans l’eau, s la solubilité du gaz dans l’eau et p la pression partielle du gaz dans l’air. Pour les gaz comme le CO2, la solubilité dépend avant tout de la température et de la pression de son environnement : un gaz est d’autant plus soluble que la température est basse. Les échanges entre l’air et la mer sont d’autant plus intenses que la surface est « agitée », et que le déséquilibre entre l’air et l’océan est élevé, i.e. que c est éloigné de sp. Le flux f par unité de surface s’écrit ainsi : f = k (sp - c). En définissant la pression partielle de CO2 dans l’océan par pco2oc = c/s, on obtient : f = k s (p – pco2oc) Le paramètre k, appelé vitesse de transfert, dépend au premier ordre de la vitesse du vent qui agite les eaux de surface. Le gaz est sous-saturé lorsque pco2oc < p, générant une absorption par l’océan, soit F positif par convention. Pour une masse d’eau qui se réchauffe (refroidit), étant donné que s diminue (augmente), pco2oc = c/s tend à diminuer (augmenter), i. e. que F a tendance à devenir plus positif (négatif) : cette loi thermodynamique explique en partie pourquoi les eaux qui se refroidissent (réchauffent) dans les régions polaires (tropicales) ont tendance à absorber (rejeter) du CO2.

Une fois dissous, que devient le CO2 ?

2Le CO2 est un acide faible. Il se dissocie et forme des ions bicarbonates et carbonates par les réactions suivantes :

CO2 + 2H2O ⇔ HCO3- + H3O (1)

HCO3- + H2O ⇔ CO32- + H3O (2)

3Ces deux réactions se résument à la réaction suivante, qui contraint la distribution du CO2 aqueux dans l’océan :

CO2 + CO32- + H2O ⇔ 2hco3- (3)

4Pratiquement 95 % du dioxyde de carbone dissous est sous forme de bicarbonates (HCO3-), 5 % sous forme de carbonates (CO32-), la proportion de CO2 sous forme aqueuse étant inférieure à 1 %. On définit ainsi le Carbone Inorganique Dissous (CID*), qui représente la somme de la concentration en CO2, HCO3- et CO32-, et constitue un réservoir environ cent fois plus important que le CO2 dissous. Cette dissociation du CO2 dans les eaux de surface confère à celles-ci la capacité d’absorber de grandes quantités de ce gaz : concrètement une modification relative de 10 % de pression partielle de CO2 atmosphérique, et donc, à l’équilibre, de pco2oc, induit une modification relative du contenu en carbone inorganique CID à la surface de l’océan de seulement 1 % (facteur de Revelle*).

Les pompes océaniques de CO2

5La circulation thermohaline* grande échelle induit une plongée d’eaux froides (donc riches en CO2) vers l’océan profond aux hautes latitudes, en particulier dans l’Atlantique Nord, puis une remontée plus ou moins diffuse de ces eaux profondes à travers la thermocline* et un circuit de retour d’eaux chaudes en surface vers les zones de formation d’eaux profondes (cf. I-5). Ces eaux de surface se refroidissent au fur et à mesure de leur transport vers les hautes latitudes ce qui induit leur enrichissement en CO2 d’origine atmosphérique (en raison de sa plus grande solubilité dans les eaux froides). Ainsi, la circulation thermohaline produit un transfert d’eaux de surface froides, riches en CO2, vers l’océan profond : c’est ce qu’on appelle la pompe de solubilité ou pompe dynamique (figure).

6Cependant, le carbone est aussi un constituant majeur de la matière organique (MO), laquelle est formée par photosynthèse, à la surface de l’océan donc, dans la couche où la lumière est présente (ou euphotique). Appelée production primaire (PP*), la transformation de CID en MO utilise, outre l’énergie lumineuse, des sels nutritifs, tels que l’azote ou le phosphore : ces nutriments sont limitatifs, i. e. l’intensité de la PP est contrainte par leur concentration. Produite sous forme de phytoplancton, la MO transite ensuite dans différents niveaux du réseau trophique*, jusqu’à atteindre pour une faible proportion les échelons supérieurs occupés par les prédateurs, dont l’homme. À chaque étape, les « pertes » sont élevées (de l’ordre de 90 %) et le recyclage de la MO important. Ce recyclage, dû à la respiration et à l’activité bactérienne, est associé à l’oxydation de la MO qui relibère les nutriments dans l’eau et s’accompagne de production de CO2. La MO qui échappe à ces processus de dégradation se sédimente sous forme de particules détritiques vers l’océan profond : c’est ce qu’on appelle la production exportée, ou encore la pompe biologique (figure). Celle-ci, parce qu’elle séquestre du carbone dans les abysses, permet d’isoler de la surface de l’océan et donc de l’atmosphère une partie du carbone sur plusieurs dizaines, voir centaines d’années. Cette pompe biologique est en grande partie responsable du gradient* vertical de CID, appauvri en surface de l’océan par utilisation lors de la photosynthèse et enrichi en profondeur par oxydation et biodégradation de la MO. En fait, la proportion de MO qui quitte la surface de l’océan est relativement faible et représente moins de 10 % de la PP. Malgré cette faible intensité, cet export régule d’une manière cruciale la pression partielle de CO2 atmosphérique. En effet, par l’intermédiaire du facteur de Revelle, cette diminution de 10 % en CID de surface s’accompagne d’une variation relative dix fois plus forte de CO2 dissous : ainsi, sans cette activité biologique, la teneur atmosphérique de CO2 serait supérieure de 100 % et serait donc le double de sa teneur « naturelle » (soit 280 ppm* pour l’holocène, un océan abiotique induirait une teneur atmosphérique de CO2 d’environ 560 ppm). À noter que pratiquement toute la MO produite par photosynthèse finit par être biodégradée dans l’océan. Seule une infime proportion atteint les sédiments*, au sein desquels cette MO est aussi en grande partie dégradée et oxydée : l’enfouissement « définitif » de carbone stocké dans les sédiments ne représente qu’un flux extrêmement faible (moins de 1 % de l’export ou de 1 % de la PP), qui cependant s’accumule sur des échelles géologiques et produit donc in fine un stock important, mais très isolé.

Cycle du carbone dans l’océan. La circulation thermohaline* (en rouge) induit, par l’intermédiaire de la plongée d’eaux froides aux hautes latitudes, un transfert de carbone vers l’océan profond, fermé par la remontée vers la surface de ces eaux profondes aux faibles latitudes et par le transport vers les pôles. La variation de la solubilité avec la température exacerbe le « dégazage » du CO2 aux faibles latitudes et l’absorption par l’océan aux hautes latitudes. Ces processus physiques sont complétés par la « pompe biologique » (en vert), permettant un transfert vertical direct : la photosynthèse utilise l’énergie solaire en surface pour produire de la matière organique, qui est partiellement exportée sous forme particulaire. La majorité de ce flux organique est biodégradée et oxydée avant d’atteindre les sédiments et la matière inorganique produite (dont le CO2 et les nutriments) participe à l’alimentation de la surface de l’océan, par la boucle de retour de la circulation thermohaline*

L’évolution du stockage de CO2 dans l’océan

7Au-delà des variations de température de surface, qui modifient la solubilité et donc la pression partielle de CO2, le stockage de CO2 dans l’océan est avant tout régulé par la redistribution des différents composés inorganiques résultant de la réaction (3). Une augmentation de température ou du CID dans l’océan de surface induit une diminution du facteur de Revelle : l’injection de carbone fossile dans le système a donc tendance à diminuer sa capacité de stockage.

8Le stockage de carbone dans l’océan est aussi fortement associé à la capacité de l’océan profond à recueillir et à retenir le carbone exporté (figure). Une modification de la circulation thermohaline induit des échanges perturbés entre la surface de l’océan et l’océan profond : sur de courtes échelles de temps, une diminution de cette circulation va réduire l’intensité de la pompe dynamique et donc diminuer l’entraînement de CO2 vers l’océan profond ; sur des échelles de temps plus longues, le retour du carbone profond vers la surface est aussi diminué, ce qui aura tendance à isoler plus efficacement le CID de l’atmosphère et donc à rendre plus efficace le stockage profond.

9Le rôle de la modification de la pompe biologique est plus complexe à estimer. En première approximation, dans un océan caractérisé a) par une pompe biologique totalement efficace, i. e. responsable de l’épuisement total en nutriments dans le couche euphotique, et b) par des processus stœchiométriques « redfieldiens » (voir Rapport de Redfield*) régulant production primaire et reminéralisation, la pompe biologique ne joue aucun rôle dans les modifications du stockage de carbone dans l’océan profond : son intensité est totalement régulée par la dynamique de l’océan, qui contraint l’apport vertical de nutriments ou de carbone, cet apport étant lui même totalement compensé par l’export particulaire. Par suite, pour que la pompe biologique joue un rôle dans l’évolution du CO2 anthropique, il est nécessaire qu’une des deux hypothèses a) et b) précédentes soit levée.

10En fait, la pompe biologique est connue pour ne pas être optimale dans certaines régions de l’océan, en particulier dans l’océan Austral et le Pacifique équatorial et subpolaire : les teneurs en « macronutriments » (nitrate, phosphate) n’y sont pas nulles. Plusieurs hypothèses sont avancées pour expliquer ce phénomène, à savoir une limitation possible par la lumière dans l’océan Austral, ou le broutage par le zooplancton dans le Pacifique Nord. Mais depuis deux décennies, il a été démontré que la production primaire pouvait aussi être limitée par des macronutriments, dont le fer. Dans des régions éloignées des continents (océan Austral, Pacifique équatorial), les apports atmosphériques de fer par les aérosols seraient insuffisants pour alimenter efficacement la demande en fer du phytoplancton : une modification du régime des vents pourrait donc modifier l’efficacité de la pompe biologique dans ces régions.

11Par ailleurs, si le concept de rapport de Redfield est correct en première approximation à l’échelle globale, des considérations d’écophysiologie, associées à des observations fines, montrent qu’il n’est pas opérant en toutes circonstances. Cela nécessite de considérer la « qualité » de la MO et le couplage entre flux biogéochimiques et fonctionnement des écosystèmes marins, domaines qui se développent fortement ces dernières années. En particulier, la quantité et la qualité de la MO exportée dépendent fortement de la structure de l’écosystème qui la produit. Sa qualité, que l’on peut représenter en première approximation par sa composition, régule fortement la cinétique de reminéralisation dans la colonne d’eau et le découplage des cycles biogéochimiques. La profondeur à laquelle la MO est oxydée et produit du carbone inorganique (donc l’échelle de temps de stockage du CO2 profond) dépend fortement de ces processus : plus cette reminéralisation a lieu près de la surface de l’océan, plus le temps de résidence du carbone dans l’océan profond est court et moins le stockage de CO2 dans l’océan est efficace.

Bibliographie

Références bibliographiques

• OPEN UNIVERSITY - Marine Biogeochemical Cycles, Elsevier Science, 2005.

• I. VALIELA - Marine Ecological Processes, Springer-Verlag, 1995.

• J. L. SARMIENTO and N. GRUBERCEAN - Ocean Biogeochemical Dynamics, Princeton Univ. Press, 2006.

Table des illustrations

Légende Cycle du carbone dans l’océan. La circulation thermohaline* (en rouge) induit, par l’intermédiaire de la plongée d’eaux froides aux hautes latitudes, un transfert de carbone vers l’océan profond, fermé par la remontée vers la surface de ces eaux profondes aux faibles latitudes et par le transport vers les pôles. La variation de la solubilité avec la température exacerbe le « dégazage » du CO2 aux faibles latitudes et l’absorption par l’océan aux hautes latitudes. Ces processus physiques sont complétés par la « pompe biologique » (en vert), permettant un transfert vertical direct : la photosynthèse utilise l’énergie solaire en surface pour produire de la matière organique, qui est partiellement exportée sous forme particulaire. La majorité de ce flux organique est biodégradée et oxydée avant d’atteindre les sédiments et la matière inorganique produite (dont le CO2 et les nutriments) participe à l’alimentation de la surface de l’océan, par la boucle de retour de la circulation thermohaline*
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Auteur

Océanographe, Directeur de Recherche au CNRS, Directeur du LEMAR, Brest.
laurent.memery@univ-brest.fr

© CNRS Éditions, 2011

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