Polluants

CO2 – Cycle du Carbone

I Introduction

Les origines du CO2 atmosphérique dépendent de l’échelle de temps que l’on considère. A l’échelle géologique, il y a lieu de considérer l’ensemble des échanges entre toutes les sphères de l’environnement incluant la lithosphère et l’interaction entre carbonates et silicates avec un bouclage par l’activité volcanique qui maintient à long terme la concentration de gaz carbonique dans le réservoir atmosphérique. A cette échelle, le cycle du carbone est également couplé au cycle de l’oxygène. Très sommairement résumé, ce cycle commence avec la dissolution du CO2 dans l’eau de pluie pour former de l’acide carbonique qui interagit avec les carbonates et les silicates dans les rivières et les océans contribuant à une fixation ‘nette » de CO2 atmosphérique. Lors de la subduction des plaques océaniques, les réactions « métamorphiques » CaCO3 + SiO2 → CaSiO3 + CO2 produisent à nouveau du CO2, libéré ensuite dans l'atmosphère par les volcans.

A une échelle de temps plus courte (de l’année au millénaire), le cycle du carbone peut être considéré comme limité aux échanges de surface, sous forme de gaz carbonique, entre la biosphère océanique et continentale et l’atmosphère. Ces échanges sont contrôlés par les phénomènes de photosynthèse, respiration et décomposition.

La photosynthèse est le processus bioénergétique qui permet aux plantes en milieu terrestre et algues et au phytoplancton en milieu marin de synthétiser de la matière organique en exploitant la lumière du soleil. Les ingrédients nécessaires sont le dioxyde de carbone de l'air, l'eau et les minéraux contenus dans le milieu. Les végétaux sont dits autotrophes (ou plus exactement photrophes) pour le carbone. Une conséquence importante est la libération de molécules de dioxygène. A l’inverse les organismes

(toutes espèces animales) assimilent le carbone déjà sous forme organique. Les phénomènes de fixation du carbone sont inhérents au métabolisme des espèces vivantes animales ou végétales qui se distinguent en fait par leur mode d’assimilation. Les organismes, qu’ils soient autotrophes et hétérotrophes, rejettent du carbone sous forme de CO2 par les phénomènes de respiration cellulaire.

Photosynthèse :

Photons -> Gaz carbonique (CO2) + eau (H2O) -> Glucose (C6H12O6) + oxygène (O2) (Énergie lumineuse)

Cette réaction à partir de laquelle la plante tire sa matière organique et assure ainsi sa survie, met bien en évidence l’importance de la lumière et du CO2.

Respiration :

La respiration cellulaire se passe dans les

. Il s’agit de la transformation de nutriments obtenus lors de la photosynthèse (glucose) avec production d’énergie nécessaire à la survie de l’organisme. Contrairement à la photosynthèse, cette réaction n’est pas catalysée par l’énergie lumineuse, elle se passe donc de jour comme de nuit.

Glucose (C6H12O6) + oxygène (O2) -> Gaz carbonique (CO2) + eau (H2O)

Décomposition :

Le cycle du carbone dans un milieu donné est bouclé par le phénomène de décomposition de matière organique morte. Il s’agit en fait d’oxydation du carbone organique par des décomposeurs (micro-organismes et bactéries) généralement aérobies, donc agissant en présence d’oxygène ; toutefois certaines étapes de la décomposition peuvent aussi intervenir en l’absence d’oxygène, elles aboutissent alors à la formation de méthane.

À une échelle de temps courte (de l’année au millénaire) qui nous intéresse ici, le cycle du carbone peut être considéré comme limité aux échanges de surface, sous forme de dioxyde de carbone, entre la biosphère (océanique et continentale) et l’atmosphère. Cependant, compte tenu des perturbations apportées au cycle du carbone par les activités humaines, il y a lieu de distinguer le cycle préindustriel du cycle actuel.

II Cycle préindustriel du carbone

Le stock de carbone dans les principaux réservoirs s’exprime en milliards de tonnes (GT) de carbone et les flux en milliards de tonnes par an (109 tonnes.an–1 ou GT.an–1). Le réservoir océanique est de loin le plus important (38000 GT), suivi de celui de la biosphère continentale (» 2200 GT, soit la somme biosphère terrestre et sols+détritus) et de l’atmosphère (600 GT). Ces réservoirs s’échangent naturellement des quantités importantes de carbone. Par exemple, le renouvellement du dioxyde de carbone de l’air par échange avec l’océan de surface se fait tous les 8 ans en moyenne (t = Q/F), et tous les 6 ans avec la biosphère continentale. Le carbone dissous (essentiellement sous forme d’ions carbonates et bicarbonates et de CO2 dissous) est activement transporté par les courants de l’océan de surface vers l’océan profond et vice versa. Une fraction de ce carbone dissous est utilisée par le plancton et transformée en biomasse océanique. Une partie de cette biomasse devient du carbone organique dissous (COD) transporté par les courants, tandis qu’une petite fraction (4 GT.an–1) coule vers l’océan profond sous forme de particules biogéniques. La perte constituée par la sédimentation de ces particules est compensée par les apports des rivières et les pertes nettes de l’océan vers l’atmosphère, puis vers la biosphère continentale.

On suppose qu’avant l’ère industrielle, les flux étaient à l’équilibre et donc que la quantité de carbone dans les réservoirs était constante dans le temps. Ces flux et réservoirs, notamment le réservoir atmosphérique, ont été sérieusement modifiés par l’apport de dioxyde de carbone vers l’atmosphère dû à la combustion des combustibles fossiles, à la déforestation et, plus généralement, à tout changement d’utilisation des sols. Les échanges ne sont plus à l’équilibre et les réservoirs augmentent (pour l’océan et l’atmosphère), ou diminuent (pour la biosphère continentale). C’est ce que l’on appelle le « cycle actuel du carbone ».

III Cycle actuel du carbone

La perturbation du cycle naturel du carbone est liée aux émissions de CO2 par les combustibles fossiles (6,4 GT.an–1) et à la modification de la biosphère continentale (combustion du bois et déstockage de carbone du sol ≈ 2 GT.an–1. Si tout le carbone émis par ces sources anthropiques s’accumulait dans l’atmosphère, l’augmentation du CO2 atmosphérique atteindrait 0,7 % par an ; or, le taux d’augmentation observé actuellement n’est que de 0,4 % par an (1,4 ppm). Donc, seule une fraction du carbone émis en excès s’accumule dans l’atmosphère. À partir des modèles de circulation océanique et de dissolution du CO2 dans l’eau de l’océan, les océanographes pensent que 40 % de l’excès de CO2 est dissous chaque année dans l’océan, induisant un déséquilibre du flux net (émission plus forte) de CO2 entre l’océan et l’atmosphère de l’ordre de 2 GT (C).an–1.

On peut résumer le bilan de la perturbation anthropique du cycle du carbone par l’équation suivante :

Comme aucun modèle océanique ne peut admettre de puits supplémentaire de CO2 de l’ordre de 5 GT (C).an–1, il y a un puits manquant (puits inconnu) qui pourrait lié à l'augmentation de la production primaire sur les continents sous l’effet de concentrations accrues de CO2 dans l’air (fertilisation par le CO2), induisant un stockage accru de carbone dans la biosphère continentale. Cette hypothèse n’est cependant pas démontrée. Elle suppose, par ailleurs, une interaction avec les cycles des autres nutriments (N, P, K).

V Le dioxyde de carbone (CO2)

V.1 La molécule de CO2

Le dioxyde de carbone, également appelé gaz carbonique, est un composé chimique composé d'un atome de carbone et de deux atomes d'oxygène et dont la formule brute est : CO2.

Cette molécule linéaire a pour formule développée : O=C=O.

Sa masse moléculaire est 44,0095 g∙mol-1

V.2 Le CO2 et l’effet de serre

Elle représente également le spectre d’absorption de l’atmosphère terrestre en fonction de la longueur d’onde. Les rayonnements solaires et terrestre sont absorbés par les gaz atmosphériques (vapeur d’eau, dioxyde de carbone, méthane, ozone, oxygène, protoxyde d’azote). Sur la figure les rayonnements absorbés sont représentés par les surfaces colorées en fonction des bandes d’absorption des différents gaz. C’est ainsi que l’ozone absorbe la majeure partie du rayonnement UV nous protégeant des coups de soleil, mais il absorbe aussi le rayonnement infra rouge ; c’est donc également un gaz à effet de serre. La vapeur d’eau absorbe l’infra rouge solaire et l’infrarouge thermique au delà de 20 µm. Les autres gaz absorbent l’infrarouge thermique au voisinage du maximum d’émission ce qui explique leur grande efficacité d’absorption. C’est l’absorption du rayonnement infrarouge tellurique par la vapeur d’eau et le CO2 et également par les autres gaz qui explique l’effet de serre naturel. Les surfaces internes représentent finalement la fraction transmise par l’atmosphère qui reste importante dans le visible et le proche infra rouge. Comme on le voit l’atmosphère est relativement transparente au rayonnement solaire. En revanche la majeure partie du rayonnement infrarouge thermique émis par la Terre est absorbée par l’atmosphère ; la fraction transmise est limitée à la gamme 10-15 µm que l’on appelle la fenêtre atmosphérique. Ces échanges d’énergie définissent le bilan radiatif de la Terre.

Le CO2 est, avec la vapeur d’eau, comme le montre la figure ci-dessus le principal gaz à effet de serre contribuant à l’effet de serre naturel de la Terre. En ce qui concerne l’effet de serre additionnel (résultant de l’augmentation des concentrations de gaz à effet de serre sous l’effet des activités humaines), le CO2 est le principal contributeur. En effet les activités humaines ne perturbent pas significativement de manière directe la quantité de vapeur d’eau dans l’atmosphère. La vapeur d’eau est susceptible d’augmenter par effet de rétroaction suite à l’augmentation de température. Le autres gaz contribuant à l’effet de serre sont le méthane, le protoxyde d’azote, les CFC et l’ozone troposphérique qui n’est pas directement émis mais formé dans l’atmosphère par réaction photochimiques. La figure ci dessous montre que le CO2 est largement dominant représentant plus des 3/4 (en équivalent CO2) de la contribution des activités humaines à l’effet de serre additionnel. L’essentiel de la contribution (56,6 %) est due aux combustions de combustibles fossiles, le déboisement et la perte de carbone des sols représentant 17,3 %.

Parmi les sources de CO2 anthropique, la production d’énergie est la source la plus importante. Elle est largement dominée par l’utilisation de combustibles fossiles dans les centrales thermiques, toutefois toutes les sources d’énergie contribuent à la production de CO2 de manière plus ou moins directe (Figure 5).

IV.3 Les variations de la concentration de CO2 dans le passé

La concentration de CO2 à varié au cours du dernier million d’années en phase avec la température comme le montre les analyse des inclusions d’air dans les glaces polaires de l’Antarctique aussi bien dans le forage réalisé au début des années 80 à la station soviétique de Vostok ou plus récemment à la station du dôme C (forage EPICA).

Cette concentration a évolué de 190 ppv aux périodes les plus froides à 280 ppmv aux périodes les plus chaudes. Depuis la fin de la dernière glaciation elle est restée approximativement constante et les forages réalisés dans les glaces du Groenland ou dans les glaciers indiquent que cette concentration a peu varié entre l’an 1000 et le début du 19 ° siècle (voir figure) indiquant bien que, pendant des périodes stables sur le plan climatique, en l’absence de perturbations, les échanges naturels de CO2 entre les divers réservoirs sont équilibrés.

En présence de la perturbation générée par les activités humaines depuis le début de l’ère industrielle qui ont accompagnée la formidable croissance de la population mondiale depuis le milieu du 19° siècle, la concentration de CO2 qui était restée stable pendant des millénaires s’est mise à croitre pour atteindre aujourd’hui 375 ppmv soit une augmentation de plus de 30 % en 150 ans.

L’évolution de la concentration de CO2 dans l’atmosphère est depuis 1958 confirmée par les mesures directes réalisée à l’observatoire de Mauna Loa à Hawaï. L’augmentation est continue depuis 50 ans. Le taux annuel d’augmentation sur les dernières décennies fluctue en raison des évolutions interannuelles des flux naturels mais ce taux se maintient autour de 0, 5% par an.

IV.4 Les autres composés carbonés

Les échanges de carbone entre la biosphère et l’atmosphère ne se limitent pas aux échanges de CO2. D’autres composés carbonés d’origine biogénique sont émis dans l’atmosphère, notamment par la biosphère continentale. Il s’agit du méthane (CH4), du monoxyde de carbone (CO) et surtout des hydrocarbures non méthaniques (composés organiques volatiles tels que les alcanes, les alcènes, les hydrocarbures oxygénés). Le méthane est surtout émis par les sols où il résulte de la dégradation de la matière organique en l’absence d’oxygène (marécages forêts inondées). Le CO résulte principalement des combustions déficitaires en oxygène et de l’oxydation des hydrocarbures biogéniques et du méthane. Les sources anthropiques de méthane et de CO sont particulièrement nombreuses (rizières, ruminants domestiques, combustions...etc.). Toutefois l’ensemble des sources (naturelles et anthropiques) ne représentent qu’environ 2 GT (C)/an. Ces composés participent pleinement au cycle biogéochimique du carbone en s’intégrant au cycle du CO2 après oxydation dans l’atmosphère.