Le cycle du carbone

Résumé en cinq points

Notions et mécanismes

Réservoir, flux, temps de résidence

Un réservoir est un compartiment du système Terre où un élément séjourne sous une ou plusieurs formes chimiques, caractérisé par un stock, exprimé ici en gigatonnes de carbone. Un flux est une quantité transférée d'un réservoir à un autre par unité de temps, en gigatonnes de carbone par an. Le temps de résidence est le rapport du stock au flux sortant. Il mesure la durée moyenne pendant laquelle un atome séjourne dans le réservoir, donc la vitesse à laquelle ce réservoir répond à une perturbation.

Un cycle est dit bouclé lorsque chaque réservoir a des entrées et des sorties, sans point d'accumulation définitif. Le programme souligne que ce bouclage n'a rien d'automatique : il tient à l'existence de métabolismes qui consomment les produits accumulés par d'autres organismes. La sélection naturelle favorise en effet l'apparition de métabolismes exploitant une ressource disponible, et une accumulation durable de matière utilisable constitue précisément une telle ressource. Le bouclage des cycles est donc une conséquence évolutive, pas une propriété a priori.

Les formes du carbone

Le carbone existe sous deux grandes catégories de formes, distinguées par son degré d'oxydation.

Les formes réduites regroupent la matière organique de la biomasse actuelle, la matière organique des sols, la matière organique fossile enfouie dans les roches sédimentaires, dont le kérogène disséminé et les combustibles fossiles concentrés, charbon, pétrole et gaz naturel, et enfin le méthane. La production de ces formes réduites suppose un apport d'énergie, typiquement lumineuse, puisque la réduction du carbone est endergonique.

Les formes oxydées regroupent le dioxyde de carbone, gazeux dans l'atmosphère ou dissous dans les eaux, le monoxyde de carbone, et les carbonates. En solution, le carbone inorganique dissous existe sous trois espèces en équilibre, acide carbonique, ion hydrogénocarbonate et ion carbonate, la forme hydrogénocarbonate dominant très largement à pH océanique. Sous forme solide, le carbonate de calcium constitue les roches carbonatées.

Les réservoirs et leurs tailles

Il faut retenir une hiérarchie, plus que des valeurs exactes.

Le réservoir de très loin le plus grand est celui des roches sédimentaires, carbonates et matière organique fossile confondus, de l'ordre de plusieurs dizaines de millions de gigatonnes de carbone. C'est un réservoir presque inerte à l'échelle humaine.

Vient ensuite l'océan, avec environ trente-huit mille gigatonnes de carbone, essentiellement sous forme de carbone inorganique dissous, et pour l'essentiel dans l'océan profond. L'océan de surface, en contact avec l'atmosphère, n'en contient que quelques centaines.

Les sols contiennent de l'ordre de mille cinq cents à deux mille gigatonnes de carbone organique, soit plus que la végétation et l'atmosphère réunies. La biomasse continentale vivante représente environ cinq cents gigatonnes, la biomasse marine vivante quelques gigatonnes seulement, malgré une productivité comparable, ce qui traduit un renouvellement très rapide du phytoplancton.

L'atmosphère contient aujourd'hui de l'ordre de huit cent cinquante gigatonnes de carbone, contre environ six cents avant l'industrialisation. C'est un petit réservoir, mais c'est celui qui commande l'effet de serre, d'où sa sensibilité.

Les réserves de combustibles fossiles exploitables représentent de l'ordre de mille à deux mille gigatonnes de carbone, c'est-à-dire un ordre de grandeur comparable au contenu actuel de l'atmosphère, ce qui suffit à mesurer l'enjeu.

Les flux biotiques

À l'échelle continentale, la photosynthèse prélève de l'ordre de cent vingt gigatonnes de carbone par an dans l'atmosphère. C'est la production primaire brute. La respiration des producteurs primaires eux-mêmes en restitue à peu près la moitié, ce qui laisse une production primaire nette de l'ordre de soixante gigatonnes par an. La respiration des consommateurs et surtout celle des décomposeurs du sol restituent à peu près l'équivalent, si bien que le bilan naturel est proche de zéro.

À l'échelle océanique, la photosynthèse du phytoplancton prélève quelques dizaines de gigatonnes de carbone par an dans l'océan de surface. Une petite fraction de la matière organique produite échappe à la reminéralisation en surface et sédimente vers le fond, c'est la pompe biologique de carbone. La reminéralisation en profondeur enrichit les eaux profondes en carbone inorganique dissous, ce qui explique qu'elles en contiennent davantage que les eaux de surface. Une fraction infime, de l'ordre du pour mille de la production, atteint le sédiment et s'y conserve : c'est elle qui alimente le réservoir géologique de matière organique.

Il faut compter à part la précipitation biologique de carbonate de calcium par les organismes calcificateurs, coccolithophoridés, foraminifères, coraux, mollusques. Elle transfère du carbone vers le sédiment, mais avec un effet paradoxal en surface : la précipitation d'un carbonate à partir d'ions hydrogénocarbonate libère du dioxyde de carbone dans l'eau. On parle parfois de contre-pompe des carbonates.

Les flux physico-chimiques

Le dioxyde de carbone s'échange en permanence entre l'atmosphère et l'océan de surface. Les flux bruts dans les deux sens sont de l'ordre de quatre-vingts gigatonnes de carbone par an, donc du même ordre que les flux biologiques continentaux, et ils étaient quasiment équilibrés avant la période industrielle.

La pompe physique du carbone repose sur deux propriétés. D'abord, la solubilité du dioxyde de carbone dans l'eau augmente quand la température diminue. Ensuite, l'eau froide et salée est dense, donc elle plonge. Aux hautes latitudes, en Atlantique nord et autour de l'Antarctique, les eaux de surface se refroidissent, dissolvent donc davantage de dioxyde de carbone, puis plongent et emportent ce carbone vers l'océan profond, où il est soustrait au contact de l'atmosphère pour des siècles. Aux basses latitudes et dans les zones de remontée d'eau, les eaux profondes reviennent en surface, se réchauffent et dégazent. Le moteur de cette pompe est donc entièrement physique, et son intensité dépend de la circulation thermohaline.

Il faut enfin mentionner les flux géologiques, faibles en valeur absolue mais déterminants sur le temps long. Le volcanisme et le dégazage des dorsales réinjectent du dioxyde de carbone dans l'atmosphère, de l'ordre de quelques dixièmes de gigatonne de carbone par an. L'enfouissement sédimentaire de carbone organique et de carbonates soustrait un flux du même ordre.

Altération des silicates, vivant et piégeage du carbone

L'altération chimique des silicates est le grand mécanisme de retrait du carbone atmosphérique sur le temps long. Le dioxyde de carbone dissous dans l'eau forme un acide faible qui attaque les minéraux silicatés, par exemple un silicate calcique. La réaction libère en solution des ions calcium, des ions hydrogénocarbonate et de la silice dissoute, et consomme deux moles de dioxyde de carbone par mole de calcium libérée.

Ces ions sont transportés par les fleuves jusqu'à l'océan, où des organismes précipitent le carbonate de calcium. Cette précipitation restitue une mole de dioxyde de carbone pour une mole de carbonate formée. Le bilan des deux étapes est donc net : une mole de dioxyde de carbone atmosphérique est piégée durablement dans la roche carbonatée pour chaque mole de calcium provenant d'un silicate. C'est le sens de la formule du programme, l'altération des silicates induit la précipitation des carbonates et piège du carbone.

Il est essentiel de comparer avec l'altération des carbonates eux-mêmes. Elle consomme une mole de dioxyde de carbone par mole de carbonate dissous, mais la reprécipitation en restitue exactement une. Le bilan à long terme est nul. Seule l'altération des silicates piège du carbone.

Le rôle des organismes vivants dans cette altération est explicitement au programme. Il est considérable et s'exerce par plusieurs voies. La respiration des racines et des microorganismes du sol y maintient une pression partielle de dioxyde de carbone dix à cent fois supérieure à celle de l'atmosphère, ce qui acidifie la solution du sol et accélère l'attaque des minéraux. Les racines, les champignons mycorhiziens, les lichens et les bactéries excrètent des acides organiques et des molécules complexantes qui chélatent les cations métalliques et déstabilisent les réseaux cristallins. Les biofilms qui recouvrent la surface des roches y jouent un rôle particulier : ils maintiennent un film d'eau au contact du minéral, y concentrent les métabolites acides et créent un microenvironnement chimique très différent de l'eau libre, ce qui augmente fortement la vitesse d'altération. Enfin, le prélèvement des cations par les racines déplace les équilibres de dissolution dans le sens de l'altération, et les racines fragmentent mécaniquement la roche en augmentant la surface exposée. Au total, la végétation multiplie la vitesse d'altération d'un facteur significatif par rapport à une surface nue.

Sous-cycles rapides et lents

Le programme demande d'argumenter l'existence de deux sous-cycles emboîtés, et la justification est quantitative.

Le sous-cycle rapide relie l'atmosphère, la biosphère et l'océan de surface. Ses flux sont énormes, de l'ordre de la centaine de gigatonnes de carbone par an, et ses réservoirs relativement petits. Les temps de résidence y sont donc courts, de quelques années pour l'atmosphère considérée vis-à-vis de ces échanges, de l'ordre de la décennie pour la biomasse continentale, de quelques décennies à quelques siècles pour le carbone des sols, de l'ordre du millier d'années pour l'océan profond. Ce sous-cycle est celui qui pilote la variabilité du carbone sur des échelles allant de la saison au millénaire.

Le sous-cycle lent, ou géologique, relie ces réservoirs de surface au réservoir sédimentaire. Ses flux sont minuscules, de l'ordre du dixième de gigatonne de carbone par an, et son réservoir est colossal. Le temps de résidence y atteint plusieurs centaines de millions d'années. Il fonctionne par enfouissement de carbone organique et de carbonates, puis subduction, métamorphisme et dégazage volcanique. Il ne joue aucun rôle perceptible à l'échelle humaine, mais il régule le climat sur des dizaines de millions d'années, parce que l'altération des silicates s'intensifie lorsque le climat se réchauffe et s'humidifie, ce qui abaisse le dioxyde de carbone atmosphérique, donc refroidit. C'est une rétroaction négative de long terme.

Les deux gaz à effet de serre carbonés se comparent également par leur temps de résidence atmosphérique. Le méthane est oxydé dans l'atmosphère avec un temps caractéristique d'une dizaine d'années. Le dioxyde de carbone, lui, n'a pas de durée de vie unique : il est échangé en quelques années avec la biosphère et l'océan de surface, mais une part de tout excès injecté persiste des siècles, et une fraction n'est éliminée qu'à l'échelle géologique par l'altération des silicates. C'est la raison pour laquelle une perturbation du dioxyde de carbone est beaucoup plus durable qu'une perturbation du méthane, même si le méthane est plus efficace molécule par molécule.

Exemples et ordres de grandeur

• Atmosphère, environ 850 gigatonnes de carbone aujourd'hui, environ 600 avant l'industrialisation.
• Océan, environ 38 000 gigatonnes de carbone, pour l'essentiel en profondeur et sous forme d'ions hydrogénocarbonate.
• Sols, environ 1 500 à 2 000 gigatonnes de carbone organique. Biomasse continentale vivante, environ 500 gigatonnes. Biomasse marine vivante, quelques gigatonnes.
• Roches sédimentaires, de l'ordre de plusieurs dizaines de millions de gigatonnes de carbone.
• Photosynthèse continentale, environ 120 gigatonnes de carbone par an, respiration et décomposition d'un ordre équivalent.
• Échanges bruts entre atmosphère et océan, environ 80 gigatonnes de carbone par an dans chaque sens.
• Flux géologiques, volcanisme et enfouissement, de l'ordre de 0,1 à 0,3 gigatonne de carbone par an.
• Temps de résidence, quelques années pour l'atmosphère vis-à-vis des échanges rapides, quelques décennies à siècles pour les sols, de l'ordre du millier d'années pour l'océan profond, plusieurs centaines de millions d'années pour la lithosphère. Méthane atmosphérique, une dizaine d'années.

Méthodes et savoir-faire

Le schéma du cycle est l'exercice central. La convention à respecter est simple : les réservoirs en rectangles avec leur stock, les flux en flèches avec leur valeur annuelle, une distinction graphique entre flux biotiques et flux physico-chimiques, et une séparation visible entre sous-cycle rapide et sous-cycle lent. Une vérification s'impose systématiquement, la somme des flux entrants et sortants d'un réservoir doit être cohérente avec la variation annoncée de son stock.

Le calcul de temps de résidence se fait en divisant un stock par un flux sortant, en surveillant l'homogénéité des unités. Le programme demande aussi de quantifier deux échanges annuels du dioxyde de carbone atmosphérique, avec la biomasse d'une part et avec l'océan d'autre part, ce qui revient à comparer une centaine et une dizaine de gigatonnes de carbone par an, et à en conclure que la biosphère continentale et l'océan sont les deux interlocuteurs rapides de l'atmosphère.

Une séance de travaux pratiques est consacrée aux cycles biogéochimiques. On y exploite des données de concentration et de flux, on y construit ou complète des bilans, et l'on y manipule la notion de bilan net comme différence de deux grands flux opposés. C'est ce raisonnement qu'il faut maîtriser : un déséquilibre de quelques pour cent entre deux flux de cent gigatonnes suffit à modifier significativement un réservoir de quelques centaines.

À mobiliser en colle et à l'écrit

1. Refaire de mémoire le schéma du cycle du carbone avec stocks et flux chiffrés.
2. Classer les réservoirs par taille et justifier la hiérarchie.
3. Calculer un temps de résidence et en déduire la réactivité du réservoir.
4. Écrire le bilan de l'altération d'un silicate calcique puis de la précipitation du carbonate, et conclure sur le nombre de moles de dioxyde de carbone piégées.
5. Expliquer pourquoi l'altération des carbonates n'a pas d'effet net sur le carbone atmosphérique alors que celle des silicates en a un.
6. Détailler quatre mécanismes par lesquels les organismes vivants accélèrent l'altération, dont le rôle des biofilms.
7. Décrire la pompe physique du carbone en la reliant à la solubilité et à la circulation thermohaline, et la distinguer de la pompe biologique.
8. Pièges fréquents : confondre stock et flux, oublier que la précipitation de carbonate libère du dioxyde de carbone, attribuer au méthane et au dioxyde de carbone le même temps de résidence, présenter le sous-cycle lent comme négligeable alors qu'il régule le climat de long terme.

Notions et mécanismes clés

• Stock : quantité de carbone contenue dans un réservoir à un instant donné, en gigatonnes de carbone (GtC). Flux : quantité transférée par unité de temps, en GtC par an. Les deux ne se comparent jamais directement sans passer par un temps.
• État stationnaire : les entrées d'un réservoir égalent ses sorties, son stock est constant. Le cycle préindustriel en était proche.
• Bilan net : différence entre deux flux bruts opposés. Il peut être faible alors que les flux bruts sont énormes.
• Temps de résidence : stock divisé par le flux sortant total, valable à l'état stationnaire. Sa valeur dépend du flux choisi, qu'il faut toujours préciser.
• Puits et source : un réservoir est un puits si son bilan net est positif, une source s'il est négatif. C'est un comportement, pas une nature.
• Carbone inorganique dissous (CID) : somme du dioxyde de carbone dissous, de l'hydrogénocarbonate et du carbonate. Son partage entre ces espèces dépend du pH.
• Pompe physique : dissolution du CO₂ dans les eaux froides des hautes latitudes, puis plongée de ces eaux denses vers le fond.
• Pompe biologique : fixation du carbone par le phytoplancton, chute de matière organique, reminéralisation en profondeur.
• Contre-pompe des carbonates : la calcification libère du CO₂ dans l'eau de surface.
• Profondeur de compensation des carbonates : profondeur, de l'ordre de 4 à 5 km, sous laquelle la calcite se dissout plus vite qu'elle ne sédimente.
• Altération des silicates : hydrolyse acide de minéraux silicatés par l'eau chargée de CO₂. Elle consomme du CO₂ et produit de l'hydrogénocarbonate.
• Rétroaction négative climat et altération : un climat plus chaud et plus humide accélère l'altération, qui retire du CO₂, ce qui refroidit.
• Oxydation du méthane : le méthane atmosphérique est détruit principalement dans l'atmosphère par le radical hydroxyle, et pour une faible part dans les sols. Les voies biologiques de production et de dégradation du méthane sont hors programme.
• Bouclage évolutif : toute accumulation de matière exploitable devient une ressource que la sélection naturelle tend à faire utiliser.

Chaînes de raisonnement

Du stock et du flux à la réactivité. Un petit réservoir traversé par de grands flux a un temps de résidence court. Toute perturbation de ses entrées ou de ses sorties se répercute donc vite sur son stock. L'atmosphère, quelques centaines de GtC traversées par environ 200 GtC par an, est ainsi le réservoir le plus sensible du cycle.

Petit déséquilibre, grand effet. Photosynthèse et respiration continentales valent chacune de l'ordre de 120 GtC par an. Un écart de 2 % entre elles représente plus de 2 GtC par an, soit environ 1 ppm de CO₂ atmosphérique par an. Le signe du bilan net compte donc plus que la taille des flux bruts.

Silicates et carbonates. L'altération d'un silicate calcique consomme deux CO₂ et libère un calcium sans carbone. La précipitation du carbonate dans l'océan en rend un seul. Il reste un CO₂ piégé par calcium, alors que pour un carbonate le calcium arrive déjà accompagné de son carbone et le bilan est nul.

Le vivant accélère un processus géologique. La respiration du sol élève la pression partielle de CO₂, les exsudats acides et complexants attaquent et vident les réseaux cristallins, les biofilms concentrent ces agents au contact du minéral. La vitesse d'altération des silicates augmente donc là où la végétation est installée. À l'échelle géologique, l'expansion des plantes terrestres a pu ainsi abaisser le CO₂ atmosphérique.

Deux pompes, un même résultat. La pompe physique transfère du CID vers le fond grâce à la solubilité et à la densité des eaux froides. La pompe biologique y transfère du carbone organique qui est reminéralisé en profondeur. Les deux enrichissent l'océan profond en CID et abaissent le CO₂ de surface, ce qui maintient l'appel de CO₂ atmosphérique.

Pourquoi deux sous-cycles. Les temps de résidence se répartissent en deux groupes séparés de plusieurs ordres de grandeur, années à millénaire d'un côté, centaines de millions d'années de l'autre. Les flux qui relient ces deux groupes, dixièmes de GtC par an, sont mille fois plus faibles que les flux internes au groupe rapide. On peut donc étudier le sous-cycle rapide en supposant le réservoir sédimentaire figé, et le sous-cycle lent en supposant le rapide à l'équilibre.

Pourquoi le bouclage. Si la matière organique produite par les photosynthétiques s'accumulait sans être consommée, elle constituerait une ressource énergétique libre. Des décomposeurs capables de l'oxyder ont été sélectionnés. Là où ils sont inefficaces, en milieu anoxique, la matière organique s'accumule, ce qui produit les tourbes, le charbon et le pétrole.

Exemples et références à connaître

1. Courbe de Keeling : mesures continues du CO₂ atmosphérique à Mauna Loa (Hawaï) depuis la fin des années 1950. Tendance croissante, d'environ 315 ppm à plus de 420 ppm, et oscillation saisonnière de quelques ppm.
2. Conversion utile : 1 ppm de CO₂ atmosphérique correspond à environ 2,1 GtC. 280 ppm préindustriels donnent environ 600 GtC, 420 ppm environ 890 GtC.
3. Bilan anthropique annuel récent, en ordre de grandeur : environ 10 GtC émises par les combustibles fossiles et le ciment, environ 1 GtC par les changements d'usage des sols. Environ 5 GtC restent dans l'atmosphère, environ 3 GtC vont à l'océan, environ 3 GtC à la biosphère continentale.
4. Réaction de Urey, formulée au milieu du vingtième siècle : bilan d'altération d'un silicate et de précipitation d'un carbonate, base du thermostat géologique.
5. Walker, Hays et Kasting, 1981 : modèle de rétroaction négative entre température, altération des silicates et CO₂. Robert Berner : modèles GEOCARB de reconstitution du CO₂ sur le Phanérozoïque.
6. Dévonien et Carbonifère : expansion des plantes vasculaires à racines, altération accrue et enfouissement massif de matière organique dans les bassins charbonniers, baisse forte du CO₂ et glaciation carbonifère.
7. Signature isotopique : la matière organique des plantes en C3 est appauvrie en carbone 13, de l'ordre de moins 25 pour mille. La combustion des fossiles et la déforestation abaissent donc le rapport ¹³C/¹²C du CO₂ atmosphérique, preuve de l'origine organique de l'excès. La part fossile est confirmée par la dilution du carbone 14 (effet Suess), car le carbone fossile n'en contient plus.
8. Grandes zones de plongée d'eaux profondes : Atlantique nord et pourtour antarctique, siège de la pompe physique. Zones de remontée : Pacifique équatorial est, côtes du Pérou, sources de CO₂ vers l'atmosphère.
9. Organismes calcificateurs de référence : coccolithophoridés et foraminifères planctoniques, dont les accumulations forment les craies et les boues calcaires. Coraux constructeurs de récifs.
10. Méthane atmosphérique : temps de vie d'environ une dizaine d'années, pouvoir de réchauffement par molécule très supérieur à celui du CO₂ sur un siècle.

Techniques

Construire le schéma du cycle

Réflexe en quatre temps. Placer les réservoirs par étage, atmosphère en haut, biosphère continentale et sols à gauche, océan de surface puis profond à droite, sédiments et roches en bas. Écrire le stock dans chaque rectangle. Tracer les flux avec deux codes, par exemple trait plein pour le biotique et pointillé pour le physico-chimique, et une couleur pour les flux anthropiques. Tracer enfin une ligne séparant le sous-cycle rapide du lent, et vérifier le bilan de chaque réservoir.

Mini-exemple. Atmosphère : entrées 120 (respiration) plus 80 (dégazage océanique) plus 10 (fossiles) plus 1 (usages des sols), sorties 123 (photosynthèse) plus 83 (dissolution). Bilan net plus 5 GtC par an, cohérent avec la hausse d'environ 2,4 ppm par an.

Calculer un temps de résidence

Écrire la formule avec les unités, τ = stock en GtC divisé par flux sortant en GtC par an, résultat en années. Préciser quel flux sortant on retient. Commenter le résultat par comparaison avec les autres réservoirs.

Mini-exemple. Méthane atmosphérique, environ 5 000 millions de tonnes de méthane, détruites à hauteur d'environ 500 millions de tonnes par an. τ ≈ 10 ans. On conclut qu'une baisse des émissions de méthane se traduit en une décennie.

Écrire et vérifier une équation d'altération

Équilibrer les éléments, puis les charges, puis compter les CO₂ consommés par cation libéré. Vérifier que le carbone apparaît en solution sous forme d'hydrogénocarbonate, forme dominante au pH des eaux naturelles.

Mini-exemple. Anorthite hydrolysée en kaolinite : CaAl₂Si₂O₈ + 2 CO₂ + 3 H₂O → Al₂Si₂O₅(OH)₄ + Ca²⁺ + 2 HCO₃⁻. Deux CO₂ par calcium, silicium et aluminium restent dans l'argile.

Analyser une courbe de concentration

Décomposer le signal en tendance, oscillation et bruit. Chiffrer chaque composante avec son unité. Rattacher chacune à un flux du cycle, puis conclure sur le bilan net.

Plan de synthèse

Le sujet porte souvent sur le temps ou sur le rôle du vivant. Gabarit : réservoirs et flux, puis mécanismes rapides, puis mécanismes lents, puis perturbation humaine en ouverture. Chaque partie contient un ordre de grandeur et un schéma.

Sujets classiques traités

Choisis ton niveau. Difficulté indicative ; les exercices qui se suivent restent dans l'ordre.

Erreurs fréquentes