Cycle du carbone océanique

Il existe deux principaux types de carbone inorganique dans les océans. Le carbone inorganique dissous, sous le sigle de CID ou (en) DIC, est composé de bicarbonate (HCO₃⁻), de carbonate (CO₃²⁻) et de dioxyde de carbone (dont le CO₂ dissous et l'acide carbonique H₂CO₃). Le CID peut être converti en carbone inorganique particulaire (en) (CIP ou (en) PIC) par précipitation de CaCO₃, de façon biologique ou abiotique. Le CID peut également être converti en carbone organique particulaire (COP ou (en) POC) par la photosynthèse et la chimioautotrophie (c'est-à-dire la production primaire). Le DIC augmente avec la profondeur à mesure que les particules de carbone organique coulent et sont respirées. L'oxygène libre diminue à mesure que le DIC augmente car l'oxygène est consommé pendant la respiration aérobie.

Le carbone inorganique particulaire (CIP) est l'autre forme de carbone inorganique trouvé dans l'océan. La majeure partie du CIP est le CaCO₃ qui compose les coquilles de divers organismes marins, mais peut également se former lors d'événements d'éclosion de plaques flottantes de boue de carbonate de calcium[13]. Les poissons marins excrètent également du carbonate de calcium lors de l'osmorégulation[14].

Certaines formes de carbone inorganique dans l'océan, comme le bicarbonate et le carbonate, sont des agents majeurs à l'alcalinité, un tampon océanique naturel qui empêche les changements drastiques d'acidité (ou de pH). Le cycle du carbone marin agit également sur les taux de réaction et de dissolution de certains composés chimiques, régule la quantité de dioxyde de carbone dans l'atmosphère et la température de la Terre[15].

Comme pour le carbone inorganique, il existe deux formes principales de carbone organique dans l'océan : dissous et particulaire. Le carbone organique dissous (COD) est défini sur le plan opérationnel comme toute molécule organique pouvant traverser une filtration de 0,2 µm. Le COD peut être converti en carbone organique particulaire, par hétérotrophie, qui peut réciproquement être reconverti en carbone inorganique dissous (CID) par la respiration.

Ces molécules de carbone organique capturées sur un filtre sont définies comme du carbone organique particulaire (COP ou (en) POC). Le COP est composé d'organismes (morts ou vivants), de leurs matières fécales et de déchets carbonés. Le COP peut être transformé en COD par désagrégation de molécules et par exsudation opérée par le phytoplancton, par exemple. Le COP est généralement converti en CID par hétérotrophie et respiration.

Dissociation du dioxyde de carbone selon la loi de Henry.

Les océans stockent le plus grand réservoir de carbone réactif (CI de la planète, qui pénètre de pa la dissolution du dioxyde de carbone atmosphérique dans l'eau de mer - la pompe à solubilité[15]. Les concentrations aqueuses de CO₂, d'acide carbonique, d'ions bicarbonate et d'ions carbonate comprennent du carbone inorganique dissous (CID). Le CID circule dans tout l'océan par circulation thermohaline, ce qui facilite la formidable capacité de stockage de l'océan de celui-ci[2]. Les équations chimiques ci-dessous décrivent les réactions que subit le dioxyde de carbone après sa capture par l'océan et sa transformation en sa forme aqueuse.

Carbone inorganique dissous à la surface de la mer Tout d'abord, le dioxyde de carbone réagit avec l'eau pour former de l'acide carbonique. concentration dans les années 1990 (d'après la climatologie GLODAP )

${\displaystyle {\ce {CO2(aq) + H2O -> H2CO3}}}$

(1)

L'acide carbonique se dissocie rapidement en ion hydrogène libre (de ce fait de l'hydronium) et en bicarbonate.

${\displaystyle {\ce {H2CO3 -> H+ + HCO3^-}}}$

(2)

L'ion hydrogène libre rentre en contact avec le carbonate, déjà présent dans l'eau à partir de la dissolution de CaCO₃, et réagit pour former plus d'ion bicarbonate.

${\displaystyle {\ce {H+ + CO3^2- -> HCO3^-}}}$

(3)

Les éléments et les molécules dissouts dans les équations ci-dessus, principalement le bicarbonate, constituent le système d'alcalinité carbonatée, le principal contributeur à l'alcalinité de l'eau de mer[9].

La pompe à carbonate, parfois appelée contre-pompe à carbonate, démarre avec des organismes marins à la surface de l'océan produisant du carbone inorganique particulaire (CIP) sous forme de carbonate de calcium (calcite ou aragonite, CaCO₃). Ce CaCO₃ est ce qui forme les parties dures du corps comme les coquilles[15]. La formation de ces coquilles augmente le CO₂ atmosphérique en raison de la production de CaCO₃[9] dans la réaction suivante à stoechiométrie simplifiée[16] :

${\displaystyle {\ce {Ca^2+ + 2HCO3^- <=> CaCO3 + CO2 + H2O}}}$[17]

(4)

Les coccosphaerales (ou prymnesiophyceae), un groupe de phytoplancton presque omniprésent produisant des coquilles de carbonate de calcium, sont les principaux contributeurs à la pompe à carbonate[15]. Leur abondance dans les eaux de surface marque de façon significative la chimie des carbonates dans l'océan en dessous : ils fournissent un mécanisme important pour le transport descendant de CaCO₃[18]. Le flux air-mer de CO₂ induit par une communauté biologique marine peut être déterminé par le taux de pluie - la proportion de carbone du carbonate de calcium par rapport à celle du carbone organique dans les particules qui tombent au fond de l'océan (CIP/COP). La pompe à carbonate agit comme une rétroaction négative sur le dioxyde de carbone prélevé dans l'océan par la pompe à solubilité. Il se produit toutefois avec une ampleur moindre que la pompe de solubilité.

Le carbone organique particulaire, créé par la production biologique, peut venir de la couche supérieure de l'océan dans un flux communément appelé pompe biologique, ou flux respiré (équation 6) en carbone inorganique. Dans le premier cas, le CID est transformé biologiquement en matière organique par la photosynthèse (équation 5) et d'autres formes d'autotrophie[15] puis coule et se retrouve, en partie ou en totalité, digéré par les hétérotrophes[19]. Le carbone organique particulaire peut être classé, en fonction de la facilité avec laquelle les organismes peuvent le décomposer pour se nourrir, comme labile, semi-labile ou réfractaire. La photosynthèse par le phytoplancton est la principale source de molécules labiles et semi-labiles, et est la source indirecte de la plupart des molécules réfractaires[20] - [21]. Les molécules labiles sont présentes à de faibles concentrations à l'extérieur des cellules en quantité de l'ordre du picomolaire et ont des demi-vies de quelques minutes seulement lorsqu'elles sont libres dans l'océan[22]. Elles sont consommées par les microbes dans les heures ou les jours suivant leur production et résident à la surface des océans[20], où elles contribuent à la majorité du flux de carbone labile[23]. Les molécules semi-labiles, beaucoup plus difficiles à consommer, sont capables d'atteindre des profondeurs de plusieurs centaines de mètres sous la surface avant d'être métabolisées[24]. La matière organique dissoute (MOD ou (en) DOM) réfractaire est constituée en grande partie des molécules aromatiques hautement conjuguées comme les hydrocarbures aromatiques polycycliques ou la lignine[21]. Les MOD réfractaires peuvent atteindre des profondeurs supérieures à 1 000 m et circulent dans les océans pendant des milliers d'années[25] - [20] - [26]. Au cours d'une année, environ 20 gigatonnes de carbone labile et semi-labile fixé par photosynthèse sont absorbées par les hétérotrophes, alors que moins de 0,2 Gt de carbone réfractaire est consommée[20]. La matière organique dissoute marine peut stocker autant de carbone que l'offre actuelle de CO₂ atmosphérique[26], mais les processus industriels modifient l'équilibre de ce cycle[27].

${\displaystyle {\ce {{\underset {carbon~dioxide}{6CO2}}+{\underset {water}{6H2O}}->[light~energy]{\underset {carbohydrate}{C6H12O6}}+{\underset {oxygen}{6O2}}}}}$

(5)

${\displaystyle {\ce {{\underset {carbohydrate}{C6H12O6}}+{\underset {oxygen}{6O2}}->{\underset {carbon~dioxide}{6CO2}}+{\underset {water}{6H2O}}+heat}}}$

(6)

Processus du cycle du carbone dans les mers du plateau continental des hautes latitudes [28]

Avant la révolution industrielle, l'océan était une source de CO₂ dans l'atmosphère[8] équilibrant l'impact de l'altération des roches et du carbone organique particulaire terrestre ; maintenant, il est devenu un puits pour le dioxyde de carbone atmosphérique en excès[29]. Le dioxyde de carbone de l'atmosphère passe la surface de l'océan à un taux d'échange qui varie localement[30] mais en moyenne, les océans ont une absorption nette de CO₂ de 2,2 Pg C par an[30]. Étant donné que la solubilité du dioxyde de carbone augmente lorsque la température diminue, les zones froides peuvent contenir plus de dioxyde de carbone et rester en équilibre avec l'atmosphère. Inversement, l'augmentation des températures de surface de la mer diminue la capacité des océans à absorber le CO₂[31] - [9]. Les océans Atlantique-nord et arctique ont la plus forte absorption de carbone par unité de surface au monde[32], et dans l'Atlantique-nord, la convection profonde transporte environ 197 Tg par an de carbone non réfractaire en profondeur[33].

Le taux d'échange océan-atmosphère en dioxyde de carbone dépend de sa concentration effective à la fois dans l'atmosphère et dans l'océan, de la température, de la salinité et de la vitesse du vent[34]. Il peut être approché par la loi de Henry et calculé par S = kP, où la solubilité (S) du gaz carbonique est proportionnelle à la quantité de gaz dans l'atmosphère, ou sa pression partielle[1].

Puisque l'apport océanique du dioxyde de carbone est limité, son afflux peut également être décrit par le facteur de Revelle[31] - [9]. C'est un rapport de la variation du CO₂ à la variation du carbone inorganique dissous CID, qui sert d'indicateur de la dissolution du dioxyde de carbone dans la couche mixte compte tenu de la pompe de solubilité. Ce facteur est donc une expression de l'efficacité thermodynamique du pool de CID à transformer le dioxyde de carbone en bicarbonate. Plus il est faible, plus la capacité de l'eau de mer à absorber du CO₂ est élevée car ce facteur mesure la résistance au dioxyde de carbone atmosphérique absorbé par la couche de surface de l'océan.

Alors que Roger Revelle trouvait un facteur d'environ 10 à son époque, dans une étude de 2004, les données ont montré un facteur de Revelle allant d'environ 9 dans les régions tropicales de basse latitude à 15 dans l'océan Austral près de l'Antarctique[35].

Les rivières et les fleuves fournissent aussi du carbone organique aux océans par les intempéries ou l'érosion des aluminosilicates (équation 7) et des roches carbonatées (équation 8) sur terre,

${\displaystyle {\ce {2 NaAlSi3O8 + 2 H2CO3 + 9 H2O -> 2 Na+ + 2 HCO3^- + 4 H4SiO4 + Al2Si2O5(OH)4}}}$

(7)

${\displaystyle {\ce {CaCO3 + H2CO3 -> Ca^2+ + 2 HCO3^-}}}$

(8)

ou par la décomposition du vivant (équation 5, par exemple la matière végétale et du sol)[1]. Les rivières en apportent des quantités à peu près égales à savoir à peu près 0,4 gigatonnes de carbone par an (Gt C), sous forme de CID et de COD aux océans[1]. On estime qu'environ 0,8 Gt C (CID + COD) est transporté annuellement des fleuves vers l'océan[1]. Les rivières Susquehanna, Potomac et James qui se jettent dans la baie de Chesapeake fournissent environ 0,004 Gt (6,5 × 10¹⁰ moles) de carbone inorganique dissous par an[36]. Le transport total du carbone des rivières représente environ 0,02 % du carbone total dans l'atmosphère[37]. Bien qu'il semble petit, sur de longues échelles de temps (1 000 à 10 000 ans), le carbone pénètrant dans les rivières (et donc ne pénètre pas dans l'atmosphère) sert de rétroaction stabilisatrice pour le réchauffement par effet de serre[38].

La sédimentation est un puits à long terme pour le carbone dans l'océan, c'est ainsi la plus grande perte de carbone du système océanique[39]. Les sédiments marins profonds et les formations géologiques ont une grande importance car ils fournissent des archives complètes de la vie sur Terre et une source importante de combustible fossile[39]. Le carbone océanique peut sortir du système sous forme de déchets carbonés, notamment du phytodétritus, qui coulent et se retrouvent enfouis dans le fond marin sans être complètement décomposés ou dissous. Les sédiments de surface des fonds océaniques représentent 1,75 × 10¹⁵ kg de carbone dans le cycle global du carbone[40]. Au plus, 4 % du carbone organique particulaire de la zone euphotique de l'océan Pacifique, où se produit la production primaire depuis l'énergie lumineuse, est enfoui dans les sédiments marins[39]. Les scientifiques en déduisent que s'il y a un apport de matière organique plus volumineux dans l'océan que ce qui se dépose dans la strate d'enfouissement, une grande partie de celle-ci est utilisée ou consommée avant ce dernier stade.

Historiquement, les sédiments ayant les teneurs en carbone organique les plus élevées se trouvaient principalement dans les zones à forte productivité des eaux de surface ou dans le zones à faible concentration d'oxygène dans les eaux de fond[41]. Les dépôts des deltas, des plateaux continentaux et des pentes supérieures assurent 90 % de l'enfouissement du carbone organique[42], en raison du faible temps d'exposition si le fond marin est proche et de la composition de la matière organique déjà déposée dans ces environnements[43]. L'enfouissement du carbone organique est également sensible aux modèles climatiques : le taux d'accumulation de carbone organique était 50 % plus élevé pendant le maximum glaciaire par rapport aux périodes interglaciaires[44].

Le carbone organique particulaire est décomposé par une série de processus, tels que la méthanogenèse et la réduction des sulfates, induits par les microorganismes, avant l'enfouissement dans le fond marin[45] - [46]. La dégradation du COP entraîne la production microbienne de méthane qui est le principal hydrate de gaz sur les marges continentales[47]. La lignine et le pollen sont intrinsèquement résistants à la dégradation, et certaines études montrent que des matrices inorganiques peuvent également protéger la matière organique[48]. Le taux de conservation de la matière organique dépend d'autres facteurs interdépendants qui varient de manière non linéaire dans le temps et dans l'espace[49]. Bien que la dégradation de la matière organique se produise rapidement en présence d'oxygène, la vie microbienne utilisant une variété d'espèces chimiques (via des gradients redox) peut dégrader la matière organique dans les sédiments anoxiques[49]. La profondeur d'enfouissement à laquelle la dégradation s'arrête se fait en fonction de la vitesse de sédimentation, de l'abondance relative de matière organique dans les sédiments, du type de matière organique enfouie et d'innombrables autres variables[49]. Alors que la décomposition de la matière organique peut se produire dans les sédiments anoxiques avec des bactéries utilisant des oxydants autres que l'oxygène (nitrate, sulfate, Fe³⁺), la décomposition a tendance à se terminer avant la minéralisation complète[50]. Cela se produit en raison de la décomposition préférentielle des molécules labiles par rapport aux molécules réfringentes[50].

L'enfouissement du carbone organique constitue un apport d'énergie pour les milieux biologiques souterrains et peut réguler l'oxygène de l'atmosphère à des échelles de temps longues (> 10 000 ans)[44]. L'ensevelissement n'opère que si le carbone organique atteint réellement le plancher océanique, faisant des plateaux continentaux et des marges côtières le principal type de paysage où se stocke le carbone organique issu de la production primaire terrestre et océanique. On a relevé également que les fjords, falaises créées par l'érosion glaciaire, constituent des zones d'enfouissement importantes de carbone, avec des taux cent fois supérieurs à la moyenne océanique[51]. Le COP enseveli dans les sédiments océaniques est le fait du lien entre un réservoir de carbone rapidement disponible dans l'océan et son stockage à des échelles de temps géologiques. Une fois que le carbone est séquestré dans le fond marin, il est considéré comme carbone bleu. Le taux d'enfouissement peut être calculé par la différence entre la vitesse à laquelle la matière organique se dépose et vitesse à laquelle elle se décompose.

La précipitation du carbonate de calcium est importante car elle entraîne une perte d'alcalinité ainsi qu'une libération de CO₂ (équation 4), et donc un changement du taux de conservation du carbonate de calcium peut modifier la pression partielle de dioxyde de carbone dans l'atmosphère[15]. Le CaCO₃ est en situation de sursaturation dans la grande majorité les eaux de surface océaniques et se retrouve en sous-saturation en profondeur[9], ce qui signifie que les coquilles sont plus susceptibles de se dissoudre lorsqu'elles s'enfoncent dans les profondeurs océaniques. Le CaCO₃ peut également être transformé par dissolution métabolique (c'est-à-dire peut être utilisé comme nourriture et excrété) et ainsi les sédiments océaniques profonds contiennent très peu de carbonate de calcium[15]. La précipitation et l'ensevelissement du carbonate de calcium dans l'océan éliminent le carbone inorganique particulaire (CIP) de l'océan en le transformant en calcaire[15]. Sur des échelles de temps supérieures à 500 000 ans, le climat terrestre est modéré par le flux de carbone entrant et sortant de la lithosphère[52]. Les roches formées dans le fond marin sont remise dans le cycle par la tectonique des plaques vers la surface et altérées ou subductées dans le manteau, le carbone dégazé par les volcans[1].

Le pH des océans diminue en raison de l'absorption de CO₂ atmosphérique[62]. L'augmentation du taux de dioxyde de carbone dissous réduit la disponibilité de l'ion carbonate, réduisant l'état de saturation du CaCO₃, rendant ainsi plus difficile sur le plan thermodynamique la fabrication des coquilles en carbonate de calcium[63]. Les ions carbonate se lient préférentiellement aux ions hydrogène pour former du bicarbonate[9], ainsi une réduction de la disponibilité des ions carbonate augmente la quantité d'ions hydrogène non liés et diminue la quantité de bicarbonate formé (équations 1 à 3). Le pH étant une mesure de concentration en ions hydrogène, un pH bas signifie qu'il y a plus d'ions hydrogène non liés. Le pH est donc un indicateur de la spéciation chimique des carbonates — forme chimique du carbone en question — dans les océans et est pertinent pour évaluer la santé de l'océan[63].

La liste des organismes ayant à souffrir de l'acidification des océans comprend les coccolithophores et les foraminifères (la base de la chaîne alimentaire marine dans de nombreuses régions), les sources de nourriture humaine telles que les huîtres et les moules[64], et peut-être le plus visible, une structure construite par organismes – les récifs coralliens[63]. Pendant un certain défini, la plupart des eaux de surface resteront sursaturées en CaCO₃ (sous la forme de calcite et d'aragonite) sur les trajectoires d'émissions actuelles[63], mais les organismes qui métabolisent le carbonate seront probablement remplacés dans de nombreuses régions[63]. Les récifs coralliens sont sous la pression de la surpêche, de la pollution par les nitrates et du réchauffement des eaux ; l'acidification des océans ajoutera un stress supplémentaire sur ces structures importantes[63].

La fertilisation par le fer est une facette de la géoingénierie, qui manipule délibérément le système climatique de la Terre, généralement dans les aspects du cycle du carbone ou du forçage radiatif. La possibilité d'accélérer la pompe biologique pour la capture du carbone à la surface de l'océan présente un intérêt actuel pour la géoingénierie. Cette exportation accrue pourrait théoriquement éliminer l'excès de dioxyde de carbone de l'atmosphère pour le stocker dans les profondeurs océaniques. Des enquêtes en cours concernant la fécondation artificielle existent[65]. L'échelle de l'océan et les temps de réponse rapides des communautés hétérotrophes à l'augmentation de la production primaire rendent difficile de déterminer si la fertilisation en nutriments limitants entraîne une augmentation de la capture de carbone[65]. Le consensus scientifique ne se fait pas, car il y des raisons de douter qu'il s'agisse d'une approche raisonnable ou viable[66], les expérimentations in situ font l'objet d'un moratoire[67].

Il y a plus de 16 millions de barrages dans le monde[68] qui modifient le transport du carbone des rivières vers les océans[69]. Selon les données de la base de données Global Reservoirs and Dams, qui répertorie environ 7 000 réservoirs contenant 77 % du volume total d'eau retenu par les barrages (8 000 km³), on estime que la l'acheminement du carbone à l'océan a diminué de 13 % depuis 1970 et devrait atteindre 19 % d'ici 2030[70]. L'excès de carbone contenu dans les réservoirs pourrait émettre environ 0,184 Gt de carbone supplémentaire dans l'atmosphère par an[71] et environ 0,2 Gt C supplémentaire serait enfoui dans les sédiments[70]. Avant l'an 2000, les bassins du Mississippi, du Niger et du Gange représentaient 25 à 31 % de l'enfouissement total du carbone des réservoirs[70]. Après l'an 2000, les bassins fluviaux du Paraná (hébergeant 70 barrages) et du Zambèze (ayant le plus grand réservoir) ont dépassé l'enfouissement par le Mississippi[70]. D'autres grands contributeurs à l'enfouissement du carbone causé par les barrages se produisent sur les fleuves Danube, Amazone, Yangtze, Mékong, Ienisseï et la rivière Rio Tocantins[70].