Le cycle océanique du carbone : la machine thermodynamique et la jungle biologique

Le carbone, qui sous sa forme oxydée CO₂ (ou encore dioxyde de carbone) est un gaz à effet de serre, est environ 50 fois plus abondant dans l'océan que dans l'atmosphère. Le dioxyde de carbone est une molécule très stable qui,dans l'atmosphère, ne réagit avec aucune autre.

De l'usage de l'énergie solaire (actuelle et fossile)

Dans les milieux porteurs de vie, c'est-à-dire la surface terrestre et les océans, un merveilleux assemblage de protéines est apparu, qui a permis le développement des plantes : le photosystème. Sous l'impact d'un photon, le photosystème est excité et libère un électron. Très réactifs, ces électrons sont ensuite utilisés par les végétaux pour briser la molécule de CO₂. Le carbone ainsi débarrassé des atomes d'oxygène est incorporé à la matière vivante dont il est le principal constituant. On l'appelle alors carbone organique, par référence aux organismes qui en sont constitués. Le carbone organique est instable en présence d'oxygène avec lequel il se combine pour redonner du gaz carbonique et de la chaleur.

Aujourd'hui, on a besoin de récupérer cette chaleur pour soutenir l'activité humaine, en brûlant très rapidement (en regard à la lenteur de leur formation) les produits de la photosynthèse ancienne que sont la houille et le pétrole. Le rejet annuel de gaz carbonique est significatif (environ 6 GT/an, soit 5 % des flux naturels échangés entre atmosphère et océan par exemple). Son effet cumulé contribue au renforcement de la couche atmosphérique de gaz à effet de serre dans l'atmosphère, et, par suite, à l'augmentation de la température (on estime que la température moyenne de la planète a augmenté de 0,7 °C au cours du XX^e siècle).

Cependant, lorsque l'on établit l'inventaire cumulé de CO₂ dans l'atmosphère aujourd'hui, et que l'on compare au stock brûlé depuis cent cinquante ans, on ne retrouve que la moitié de ce stock. Cela signifie qu'une partie de ce CO₂ (dit " anthropique ") a été réabsorbé par la biosphère continentale ou par l'océan…

Reste à déterminer dans quelles proportions ces deux réservoirs réagissent à cet ajout de carbone : en d'autres termes, comment ils se réorganisent face à cette perturbation des flux naturels.

Comprendre les réactions de l'océan (donc, fondamentalement, son fonctionnement) est un des objectifs que se sont fixés les biogéochimistes marins.

Or l'océan est un milieu physique, chimique et biologique, ce que nous illustrons ci-après. Pour comprendre son rôle dans le cycle du carbone il nous faut donc quantifier tous les transports : celui par l'eau (courants marins…), celui par la vie (biologie marine) ainsi que les transferts de la phase dissoute à la phase " particule vivante " (et réciproquement) qui passe par la présence de bactéries, les équilibres chimiques et la présence plus ou moins transitoire d'espèces chimiques et organiques dissoutes.

L'océan et l'atmosphère échangent en permanence du CO₂

L'interface entre l'océan et l'atmosphère est traversée par un flux de gaz carbonique qui tend à égaliser les pressions partielles de CO₂ dans ces deux milieux. Dans l'atmosphère, la pression partielle de CO₂ est une fonction simple de la concentration en CO₂ et de la pression atmosphérique, toutes deux étant relativement peu variables. Dans l'océan, c'est un peu moins simple, pour deux raisons :

• d'une part le carbone oxydé s'y présente sous trois formes : le gaz carbonique CO₂ dissous et les bicarbonates HCO₃– et carbonates CO₃²-. Ces deux dernières espèces chimiques sont le produit de la dissociation acide du gaz carbonique après sa dissolution dans l'eau, selon l'équilibre 2 HCO₃–  ⇔ CO₃²– + CO₂ + H₂O. (La somme " CO₂ dissous, ions carbonates et bicarbonates " est appelée carbone minéral en français, par allusion aux carbonates qui abondent dans les roches, alors que les Anglophones en l'appelant " inorganic carbon " mettent en avant la référence à la vie.) ;
• d'autre part, la solubilité du CO₂ dans l'eau intervient aussi : lorsqu'elle augmente (essentiellement lorsque l'eau se refroidit), la pression partielle de CO₂ diminue, et inversement. Le réchauffement ou le refroidissement de l'eau au cours de sa circulation vont donc déterminer pour une bonne part l'échange entre l'océan et l'atmosphère. 

 
Prenons par exemple une masse d'eau qui, du fait de la circulation océanique, est remontée à la surface de l'océan au large de l'Angola (on appelle ces zones de remontée d'eau des " upwellings "). Cette eau est très chargée en carbonates et sa pression partielle est élevée. Elle donne donc du CO₂ à l'atmosphère, et ceci se prolonge puisqu'elle dérive vers l'équateur et vers le Brésil, en se réchauffant sous un fort soleil. Cette eau a de bonnes chances de passer au nord du Brésil, et dans la mer des Caraïbes, à force de céder du CO₂ à l'atmosphère, elle aura à peu près atteint l'équilibre. Commence alors sa dérive vers le nord avec le Gulf Stream. Là, l'eau se refroidit, la solubilité du CO₂ augmente, et notre eau va donc absorber du CO₂ atmosphérique.

Avant que commence le rejet massif de CO₂ dans l'atmosphère par l'activité humaine, le bilan de tels échanges était nul. Actuellement, comme la pression partielle de CO₂ dans l'atmosphère augmente, un flux " anthropique " s'est instauré, de l'atmosphère vers l'océan. Notons que ce flux est amplifié (par un facteur 10 environ) par l'équilibre illustré par l'équation chimique ci-dessus : en effet, lorsque du CO₂ pénètre dans (ou sort de) l'océan, cet équilibre en annule à peu près les 9/10^e, de telle sorte que l'écart de pression partielle entre les deux milieux persiste beaucoup plus longtemps que si l'océan n'était pas un milieu ionisé riche en carbonates.

Nous illustrons ainsi que le carbone est transporté par la circulation générale océanique, de telle sorte que tout changement de celle-ci en réponse aux modifications du climat induira un changement du contrôle du CO₂ par l'océan. Le cycle du carbone est donc étroitement lié à l'évolution de ce premier maillon : le transport des espèces.

Au contraire de la biosphère terrestre, la surface de l'océan s'ouvre sur un immense réservoir : l'océan profond

L'océan est le siège de la photosynthèse (qui fixe le carbone dans les produits de la vie marine). L'énergie produite par la combustion du carbone organique est aussi utilisée par les organismes pour entretenir leurs réactions chimiques, se déplacer, se reproduire, etc. Ce processus de récupération de chaleur (ou d'énergie) par les organismes en brûlant le carbone organique s'appelle la respiration.

Entre la photosynthèse et la respiration, la forme organique ne représente donc qu'un état transitoire du carbone, qui chemine de proies en prédateurs via une cascade d'organismes. Les déchets organiques de cette chaîne sont eux aussi peu à peu oxydés en présence d'oxygène. Comparé à l'énorme quantité de carbonates des roches ou des océans, le monde vivant et ses produits dégradés offrent des capacités de stockage modestes. Leur combustion immédiate suffirait toutefois pour quadrupler la concentration en CO₂ de l'atmosphère.

Plus réaliste, et au centre des préoccupations des biogéochimistes, le cycle du carbone se fait selon une chaîne de réactions qui va de la photosynthèse à la respiration, orchestrée par une multitude d'organismes qui ont chacun leur propre réactivité face au climat et à ses changements. Vis-à-vis de ce cycle, les océans présentent des analogies avec ce qui se passe sur les terres émergées pour la biosphère terrestre, mais ils ont aussi des caractéristiques qui leur confèrent un rôle climatique particulier.

Tout jardinier, même s'il n'est qu'amateur, et surtout s'il cajole un tas de compost dans un coin, a une idée très correcte du cycle du carbone. Il sait que la masse végétale issue de la photosynthèse à la belle saison, qu'elle soit ou non dévorée par les insectes et les limaces, finit en grande partie sur le sol où les micro-organismes achèvent son pourrissement. Une partie se retrouve enfouie dans les premiers centimètres du sol et devient humus, pour le plus grand bien des plantes l'été suivant, et on aide en cela en enfouissant cette masse végétale par labour. Entretenir l'humus est une préoccupation permanente, car cet humus est rapidement oxydé en CO₂ dans un sol trop aéré dès qu'il fait chaud.

Si un arbre pousse, du carbone est stocké pour des dizaines, voire des centaines d'années, dans le bois qui le constitue. Tout cela peut prendre place dans un jardinet. Enfin, le gaz carbonique est là, disponible, dans l'air ambiant, mais disposer d'eau en quantité suffisante est certainement la principale clé du succès.

Au contraire, dans l'océan, l'eau ne manque jamais, mais elle est très pauvre en sels nutritifs, et c'est l'abondance de ces sels nutritifs, variable selon les régions et les saisons, qui conditionne en premier lieu la capacité de l'océan à transformer ses carbonates en carbone organique. D'autre part, l'océan est animé par des courants, et il est en mélange permanent. À l'origine de ces mouvements, sa fluidité, et les réajustements consécutifs à l'inégale répartition de la chaleur reçue du soleil. Le temps de renouvellement de l'océan est de l'ordre du millier d'années, et le " moteur " de sa circulation globale est l'enfoncement des eaux de surface au voisinage des pôles par suite de leur refroidissement et de l'accroissement de leur densité qui en résulte.

Dans le long circuit qui s'en suit, au cours duquel l'eau froide profonde se dirige vers l'équateur, puis remonte ensuite de façon diffuse, les substances dissoutes, et en particulier les sels nutritifs, sont transportés de manière passive. Si on ajoute à ces conditions la diffusion turbulente, les substances dissoutes dans l'océan devraient être réparties de façon uniforme. Ce n'est pas le cas, car la matière organique élaborée à partir de la photosynthèse est pour une bonne partie organisée en cellules vivantes, puis en débris, et ces entités ont une densité qui, dans la plupart des cas, est légèrement supérieure à celle de l'eau de mer.

En s'enfonçant vers les fonds océaniques, elles retirent de l'eau de surface du carbone, de l'azote et du phosphore dans les proportions 1 : 6,8 : 16, qui sont en moyenne les proportions dans lesquelles ces éléments se trouvent dans la matière vivante. Au cours de leur longue descente, ces particules sont soumises à une dégradation par l'action des bactéries, puis peu à peu oxydées pour revenir aux formes initiales : carbonates, nitrates et phosphates. Quoique faible, ce flux suffit à instaurer dans l'océan un équilibre caractérisé par une couche superficielle éclairée, où l'énergie des photons pourrait permettre la photosynthèse de la matière organique si des sels nutritifs étaient présents (mais le plus souvent, il n'en reste pratiquement pas, drainés qu'ils ont été par la sédimentation des particules), et par une couche profonde où ces sels nutritifs sont abondants, mais où les photons ne parviennent pas.