La source principale de cet article provient de la description du cycle du carbone telle qu'exposée ici, en vue de l'élaboration du modèle STELLA.

 

2-aspect dynamique du cycle océanique

 

 

Dans l'article précédent nous avons examiné les relations entre atmosphère et océan, à l'équilibre, en fonction de la quantité de CO2 introduite dans l'atmosphère.

Nous avons ainsi pu comprendre le phénomène de saturation du réservoir océan avec l'augmentation de la quantité de CO2 introduite par combustion des fossiles et autres usages des sols.

Cette approche ne permet évidemment pas de connaître la rapidité avec laquelle ce réservoir se sature (ou se remplit)

Or il est très important de connaître cette rapidité pour déterminer l'évolution de la teneur atmosphérique en CO2, elle-même responsable de la rapidité du réchauffement.

Le graphique qui donnait l'évolution de cette teneur, en fonction de la couche d'eau, montrait que si le mélange océanique était faible (autrement dit, si la couche d'eau était de faible épaisseur) la concentration en CO2 atmosphérique serait d'autant plus élevée, si on faisait abstraction du puits continental.

Il est important également d'avoir une idée des processus naturels du cycle du carbone, afin d'éviter, par exemple, d'évoquer des processus naturels pour expliquer l'augmentation actuelle du CO2 dans l'atmosphère.

 

 

21- la pompe biologique océanique

 

Le puits carbone océanique n'est pas seulement composé du puits chimique des carbonates.

L'océan est un milieu de vie important, dont le premier maillon de la chaîne est composé du phytoplancton, c'est à dire du plancton végétal (ou microalgues).

Comme presque tout végétal, le phytoplancton utilise la photosynthèse pour fabriquer sa structure et se développer.

L'absorption de la lumière solaire par l'eau étant très forte, ce phytoplancton séjourne principalement dans les premières dizaines de mètres de l'océan.

Pour réaliser la photosynthèse le phytoplancton utilise de l'eau (pas de problème dans l'océan), du CO2 (pas forcément sous la forme CO2) et des nutriants (N, P, Fe, Si,...).

Il va donc consommer une partie du carbone inorganique (DIC) présent dans la couche supérieure de l'océan, et se faisant, "tirer" le CO2 atmosphérique.

En dehors du phytoplancton, des organismes calcifiés, animaux, synthétisent le calcaire dont sont composées leurs enveloppes externes ou leur squelette interne.

Le prélèvement du Ca++ et du CO3-- ou HCO3- se fait également et principalement dans la couche supérieure de l'océan.

Il est cependant à noter que le prélèvement de carbone par ces organismes, aboutit à la libération de CO2.

On a en effet la réaction globale suivante:

 

2HCO3- + Ca++ --> CaCO3 + CO2 + H2O

 

Le CaCO3 précipite, le CO2 se dégage dans l'atmosphère.

 

Contrairement au biosystème végétal qui stocke du carbone (bois, sol) le réservoir carbone constitué par le phytoplancton, en tant que tel, est faible.

La pompe biologique de l'océan fonctionne avec la mort des organismes vivants dont les restes organiques et minéraux, forment une pluie continuelle depuis la surface vers l'océan profond.

Les restes organiques, en très grande majorité, sont décomposés par des bactéries et finissent par donner du CO2.

L'océan profond (défini ici comme ce qui n'est pas superficiel c'est à dire  de profondeur >100m) est donc plus riche en carbone, et en CO2, que l'océan superficiel.

La forte corrosivité de l'océan profond provoque la dissolution de 75% du calcaire des coquilles des organismes calcifiés.

Une augmentation de teneur en CO2 atmosphérique, conduit, si les autres nutriants sont en quantité suffisante, à une augmentation de la pluie organique (d'avantage de plancton due à la fertilisation CO2) dans l'océan profond et donc à un stockage progressif du carbone dans cet immense réservoir.

Le retour dans l'atmosphère se faisant également très progressivement, en fonction du phénomène d'upwelling.

C'est principalement la pompe biologique à l'origine de la différence de contenu en carbone inorganique entre l'océan superficiel, plus pauvre en DIC, et l'océan profond, plus riche.

Cette différence est illustrée dans la fig7.08 du document STELLA.

 

Les eaux de surface ont un DIC (ou carbone total CT) de 2000 μmoles/kg, pour un DIC moyen de l'océan profond, de 2250 μmoles/kg.

On notera une baisse également de l'alcalinité du fait du transfert de Ca++ de la surface vers les fonds marins.

 

Le tableau 5 de Copin-Montégut montre l'impact de différents processus biologiques, sur la pression d'équilibre du CO2 dans l'eau de mer de surface.

On voit que les deux processus, photosynthèse et calcification, ont des effets opposés, lorsqu'ils consomment la même quantité de DIC.

La calcification est minoritaire cependant par rapport à la photosynthèse et si on regarde l'effet de cette dernière, on s'aperçoit qu'il est considérable puisque la consommation de seulement 50 μmoles/kg augmente la pression de 70 μatm.

 

Le document STELLA indique que si la pompe biologique s'arrêtait complètement, cela conduirait à une augmentation de la teneur en CO2 à 500ppm et, qu'à l'inverse, son utilisation à plein régime (sous réserve de nutriants)  réduirait la teneur à 140ppm.

Les conséquences climatiques seraient évidemment très graves dans l'un ou l'autre cas.

 

Au point de vue des flux de carbone (voir figure1) la pompe biologique (BO) transfère 10Gt/an de l'océan superficiel, vers l'océan profond.

 

 

 

Sur ces 10 Gt/an, 9.4 remontent par upwelling et 0.6 se déposent sur le plancher océanique.

 

Dans ce modèle simple, qui décrit le système à l'équilibre, le flux net océan <--> atmosphère est nul.

Le flux de turnover est un bi-flux comprenant l'upwelling et le downwelling.

La pompe biologique fonctionne en autonome, sans intervention du carbone atmosphérique.

En réalité ce dernier intervient mais le bilan net à l'équilibre, est nul.

 

 

22- modèle plus complexe

 

221-diffusion

 

les transferts de CO2 (ou de gaz en général) atmosphère <--> surface de l'océan se font par diffusion des molécules de gaz au travers d'une couche de surface extrêmement mince (couche mince) formée par le phénomène de tension superficielle des molécules d'eau.

 

L'expression du flux qui tient compte de ce phénomène est classiquement:

 

F = koc.(pCO2 atm - pCO2 oc).Aoc

 

koc, déterminé expérimentalement, est égal à 0.768 gC/m2.an.ppm

Aoc = surface de l'océan.

 

par ppm de différence, si on tient compte de l'ensemble de l'océan:

 

F= 2.4910¹⁴gC/an.ppm ou 0.249 GtC/an.ppm

 

pour absorber l'intégralité du flux anthropique, soit environ 10 Gt/an, il faudrait que se maintienne un delta pression partielle, entre atmosphère et surface océanique, de 40 ppm (ou μatm).

 

si on estime que la part actuelle absorbée par l'océan est de 2.5Gt/an, la delta PCO2 moyenne est de l'ordre de 10ppm.

 

Comme l'indique la figure2 ce sont les pompes chimiques et biologiques, qui, agissant sur la pression du CO2 dissous (pression d'équilibre avec le CO2 dissous plus exactement), déterminent le taux de transfert, à pression atmosphérique et koc constants.

 

Notons que le koc varie avec l'agitation de la surface et avec la vitesse du vent.

 

 

 

 

222-circulation océanique

 

 

La circulation océanique, quasiment au même titre que la circulation atmosphérique, est un domaine fort complexe, sur lequel nous reviendrons dans d'autres articles.

 

Pour le sujet actuel nous retiendrons que:

 

le mouvement des particules d'océan est régi par les forces de gravité, de pression, de Coriolis, de friction.

pour ces dernières la friction du vent sur la surface de l'océan joue un rôle majeur en mettant en mouvement la surface ainsi que les couches sous-jacentes avec des vitesses de moins en moins élevées au fur et à mesure de la profondeur atteinte.

Ekman a développé une théorie, non mise en défaut aujourd'hui, permettant de décrire la dynamique des masses d'eau.

Selon cette théorie, le mouvement des masses d'eau soumises au vent et à la force de Coriolis, et à la friction, s'effectue vers la droite, à 90° par rapport à la direction du vent dans l'hémisphère nord, et à gauche dans l'hémisphère sud.

De plus, la présence de côtes, ainsi que les phénomènes de divergence des courants (voir dans la zone équatoriale) provoquent des phénomènes d'upwelling (remontée des eaux du fond vers la surface de l'océan).

 

Les vents provoquent également la turbulence des eaux de surface, ce qui crée une couche bien mélangée de 100m environ d'épaisseur moyenne, délimitée par la thermocline.

 

Une autre circulation, beaucoup plus faible, mais importante pour les échanges entre océan de surface et océan profond, est la THC (Thermo Haline Circulation), qui permet, en association avec la circulation induite par les vents, le plongeon d'eaux denses (salées et froides) au niveau des hautes latitudes.

 

L'essentiel du débit, exprimé en Sv (1Sv = 10⁶m3/s), du nom d'un pionnier de l'océnographie, Sverdrup, est le débit horizontal (vraisemblablement de plusieurs milliers de Sv) alors que le débit vertical, atteignant les grandes profondeurs, est de l'ordre de 100Sv.

 

Le débit horizontal constitue l'advection horizontale ou plus simplement, dans cet article, l'advection.

 

 

223- réservoirs océaniques et flux de carbone

 

Le sens des transferts de CO2  atmosphère <--> océan est différent suivant les zones.

En gros, les eaux chaudes, à forte pression partielle de CO2, émettent du CO2 vers l'atmosphère, tandis que les eaux froides, à faible pression de CO2, absorbent le CO2 atmosphérique.

C'est le principe adopté dans le modèle océanique plus complexe STELLA qui décrit les zones émettrices de CO2 comme des "eaux chaudes" représentant 2/3 des eaux de surface et étant lieux d'upwelling, alors que les zones d'absorption du CO2 sont des "eaux froides" représentant 1/3 des eaux de surface et étant lieux de downwelling.

Issue du LDEO, la représentation géographique des flux nets de CO2, permet de s'apercevoir que le principe adopté dans le modèle STELLA, est plutôt grossier puisque quelques "eaux froides" sont émettrices et quelques "eaux chaudes" sont absorbantes.

 

Il est donc évident que le modèle STELLA a une vocation essentiellement pédagogique et qu'un "vrai" modèle doit simuler l'océan avec bien plus de complexité pour pouvoir en prédire le comportement plus exactement.

Aux deux petits réservoirs de surface, STELLA ajoute l'énorme réservoir profond.

Côté flux, les deux réservoirs de surface sont reliés par un flux d'advection, qui représente le carbone net transporté par les courants de surface, entre chaud et froid (20Gt/an).

Les liaisons avec l'océan profond sont assurées par les phénomènes de downwelling (90.2 Gt/an froid--> profond) et d'upwelling (99.6Gt/an profond--> chaud).

la pompe biologique est figurée par les flux descendants de 4 et 6 Gt/an qui retournent, ensuite et en majorité dans l'upwelling.

La figure3 représente le modèle dans sa version "à l'équilibre".

 

 

 

Dans cette version les flux atmosphériques sont évidemment égaux en valeur absolue (74Gt/an) mais le flux net est nul.

Dans le texte STELLA, le lecteur intéressé pourra prendre connaissance des approximations numériques utilisées dans le modèle.

 

Concernant l'évolution des flux carbone océaniques le principe de base étant :

 

flux à instant t = (réservoir instant t)* flux équilibre/réservoir à l'équilibre

 

Le modèle permet de prévoir l'évolution de la teneur en CO2 atmosphérique ainsi que les concentrations des carbonates dans l'océan, en fonction de la température, des émissions,...

Il permet en outre de faire varier les flux d'advection, et de turnover, ainsi que d'autres paramètres.

Il est d'ores et déjà important de constater que, même si ce modèle est grossier, il permet de mettre en évidence des réservoirs océaniques de constante de temps différente.

L'efficacité d'un réservoir dépend non seulement de sa "rapidité" de réaction, mais également de sa taille.

Un réservoir sera "épuisé" s'il ne permet plus de maintenir, à la surface globale de l'océan, un gradient de pression de CO2 positif (sens atmosphère vers océan).

C'est ce principe qui sera retenu lorsque nous nous essaierons à un modèle encore plus simplifié après avoir décrit les cycles CO2 continentaux.

Cette première approche permet de limiter fortement les possibilités de variations de l'amplitude du transfert naturel de CO2 entre océans et atmosphère.

En effet, la circulation océanique, dont dépendent fortement les échanges entre surface et océan profond, dépend elle-même principalement de la vitesse des vents et de la THC.

La vitesse moyenne des vents étant relativement constante, à gradient thermique méridien égal, et les variations de THC, restant pour la même raison (plus les variations d'injection d'eau douce) faibles à court terme, des variations importantes et rapides de teneur en CO2 atmosphérique, provenant de l'océan, sont à exclure.

Quant à supposer un léger déséquilibre entre entrée et sortie de l'océan qui ferait monter progressivement le réservoir atmosphérique de 3Gt/an, pourquoi pas?

Mais dans ce cas, il faudrait se poser la question du devenir des 10 Gt/an de carbone anthropique émis dans cette même atmosphère.

Le simple bon sens impliquerait que les 3 Gt/an seraient, sans parler de leur composition isotopique, issues des 10 Gt.