Aperçu du cycle du carbone de l’océan et les « pompes » de carbone

Les océans représentent à notre connaissance un puits de carbone, grâce à deux mécanismes de ”pompage” - la pompe thermodynamique (dissolution dans les eaux de surface et entraînement vers le fond de CO2 à haute concentration dans les zones de downwelling et rejet vers l’atmosphère de CO2 à faible concentration historique dans les zones de upwelling, donc accumulation nette de carbone inorganique dissous (CID) dans l’océan profond) et la pompe biologique (production phytoplanctonique et précipitation accrue de carbone organique et de coquilles inorganiques suivie de leur minéralisation et dissolution dans les eaux profondes). Les apports fluviaux de l’ordre de 0,4 PgC/an équivalent à 10% du transport de production primaire marine vers les océans profonds qui est de 3,4 à 4,7 PgC/an (Schlesinger et Mellack, 1981). S’il est admis que les océans absorbent un tiers du CO2 excédentaire rejeté vers l’atmosphère, comme l’indiquent les modèles de circulation générale, et que l’augmentation de CO2 atmosphérique en explique la moitié, il reste néanmoins un puits manquant de l’ordre de 1,8 ± 1,3 PgC/an (Hudson et al., 1994). Une partie est probablement fixée par le biome terrestre, par exemple les forêts nordiques, mais cette hypothèse mène à certaines contradictions avec notre compréhension des écosystèmes terrestres. Il est donc possible que le flux de matière organique vers l’océan équivaille au quart de ce puits manquant.

Il s’en suit que la quantité de matière organique apportée à l’océan et son devenir dans l’océan - minéralisation, enfouissement, préservation - ainsi que l’échelle temporelle sur laquelle s’opèrent ces processus et donc les flux de carbone qu’ils engendrent, prennent une place importante dans le cycle global du carbone et quant aux préoccupations vis à vis de l’altération anthropique de ce cycle. Étant donné que les apports fluviaux représentent à peu près 90% de tous les apports de carbone organique à l’océan, la discussion suivante ne traitera pas des sources mineures comme les apports éoliens, les apports des eaux souterraines ou les apports d’érosion glaciale et marine.

Nous allons commencer par considérer le bilan global océanique du carbone (figure 1). Il est aisé de voir que ce bilan n’est pas équilibré. Selon les trois auteurs, les entrées excèdent les sorties de 0,7 à 3,3 PgC/an ou encore de 0,9 à 3,5%. La plupart des flux et réservoirs composant ces bilans sont établis à partir de données expérimentales. D’autres sont déduits de considération de bilan de masse. Dans le cas du cycle du carbone, les quantités de CO2 dans l’atmosphère, son taux d’accroissement ainsi que les rejets anthropiques sont bien quantifiés. La production primaire marine, les apports fluviaux et l’enfouissement sédimentaire sont approximativement connus. Les taux de respiration océanique sont donc ajustés en conséquence, malgré les incertitudes considérables concernant la quantité de COD océanique et le bilan de carbone continental.

Figure 1. Bilans de masse de carbone océanique selon différents auteurs : Schlesinger 3392 (1997), Holmen (1992) e Bolen (1983). Réservoirs en Pg, flux en Pg/an.

En fixant ainsi ce flux, il est donc implicitement assumé que l’océan est autotrophe. Certains modèles (Reiners, 1973 “Terrestrial detritus and the carbon cycle”et Likens et al.“Eutrophication and aquatic ecosystems”, 1973 dans Smith et Mackenzie, 1987“The ocean as a net heterotrophic system: implications from the carbon biogeochemical cycle” ) impliquent pourtant que l’océan soit autotrophe tandis que d’autres assument qu’il est hétérotrophe (Olson et al., 1985 dans Smith et Mackenzie, 1987) (tableau 1). L’hétérotrophie, l’état où la respiration r l’emporte sur la production primaire p, peut être exprimée en termes absolus p-r (avec r-p<0 dans un système hétérotrophe) ou en termes relatifs r/p (avec r/p<1 dans un système hétérotrophe). Le seul modèle autotrophe, celui d’Olson et al. (1985 dans Smith et Mackenzie, 1987), est conçu pour rendre compte de l’accumulation de matière organique dans les sédiments mais omet l’apport des rivières (environ 0,4 PgC/an). Celui-ci est incorporé dans les deux autres modèles et l’hétérotrophie absolue reflète ce terme que Reiners et al. (1973 dans Smith et Mackenzie, 1987) chiffrent à 15 PgC/an et Likens et al. (1973 dans Smith et Mackenzie, 1987) à 0,41 PgC/an, ce qui est plus proche du chiffre actuellement accepté. L’oxydation d’une partie de cette matière organique terrigène rendrait l’océan hétérotrophe. Il est possible d’argumenter que l’apport simultané d’éléments nutritifs permettrait une nouvelle production contrebalançant la respiration accrue. L’oxydation de 4% de la matière organique des rivières équilibrerait la nouvelle production théorique d’après le rapport de Redfield. Le phosphore est limitant parce que l’azote est présent en excédent dans la matière organique fluviale (Smith et Mackenzie, 1987). En considérant que le phosphore est en excès par rapport à l’azote dans l’océan, la nouvelle production théorique est peut-être un peu plus élevée. Ces réflexions ne changent cependant rien à l’argument central de Smith et Mackenzie (1987) qui stipulent que si les apports fluviaux sont supérieurs à la sédimentation, la production primaire doit être inférieure à la respiration puisque le bilan des entrées et sorties peut être décrit par l’équation:

p + i = s + r < = > p - r = s - i
où p = production primaire, r = respiration, i = apport fluvial et s = sédimentation.

Selon Smith et Mackenzie (1987), les apports fluviaux de MO sont estimés à 0,4 PgC/an et l’enfouissement dans les sédiments de 0,144 PgC/an. Selon un autre bilan (Berner, 1982), la sédimentation océanique serait de 0,157 PgC/an dont 20% soumis à une décomposition bactérienne, ce qui reste nettement inférieur aux apports fluviaux de matière organique. Il faudrait donc conclure que l’océan est hétérotrophe. Cette hétérotrophie ne contredit pas que l’océan puisse être considéré comme puits de CO2 anthropogénique. Premièrement, si le degré d’hétérotrophie diminuait, par exemple dans les régions côtières à cause des rejets anthropiques d’éléments nutritifs, ceci équivaudrait à la création d’un puits net par rapport à l’état préindustriel. Deuxièmement, la pompe thermodynamique inorganique est beaucoup plus importante que la pompe biologique organique. Son temps caractéristique est de 1000 à 1500 ans, le temps de révolution de la boucle de convoyage.

AuteurProduction primaire p (PgC/an)respiration r (PgC/an)hétérotrophie absolue r-p (PgC/an)hétérotrophie relative r/p
Reiners (1973)50,065,0+ 15,01,300
Likens et al. (1973)45,0445,45+ 0,411,009
Olson et al. (1985)30,02829,992- 0,0360,999
Tableau 1. Hétérotrophie de l’océan. (Données de Smith et Mackenzie, 1987).

La possibilité que les apports fluviaux servent à augmenter le réservoir de COD océanique ou, après dégradation dans les zones profondes, augmente la saturation des océans profonds en CID n’est pas envisagée par Smith et Mackenzie (1987). Cette hypothèse impliquerait que l’évolution du COD océanique ne puisse être décrite par un état stationnaire. Ceci est vrai à court terme puisque des variations saisonnières de COD océaniques existent, par exemple dans la mer des Sargasses (Hansell et al., 1995) ce qui montre que les termes de production et de consommation sont partiellement découplés. Il faudrait cependant assumer que des changements progressifs s’opèrent à une échelle temporelle plus vaste et que l’état présent soit un état transitoire et non stationnaire.

Un important élément d’incertitude est apporté par la difficulté de mesurer des taux de respiration à l’échelle de l’océan. Bien que des mesures soient disponibles dans plusieurs régions pour les couches de surface, les couches mésopélagiques, les eaux abyssales et les sédiments, l’incertitude sur cette variable ne permet pas de dire si la respiration est supérieure ou inférieure à la production de MO particulaire (del Giorgio et Duarte, 2002 “Total respiration and the organic carbon balance of the open ocean. “,).

 
Référence bibliographique

Reiners. “Terrestrial detritus and the carbon cycle”. Brookhaven Symposium in Biology, 1973, n°24, pp. 303-327.

Référence bibliographique

Likens. “Eutrophication and aquatic ecosystems”. Nutrients and Eutrophication, American Society of Limnology and Oceanography, Special Symposia , 1972, Vol. 1, n°Lawrence, Kansas, pp. 3-14.

Référence bibliographique

Smith and Mackenzie. “The ocean as a net heterotrophic system: implications from the carbon biogeochemical cycle”. Global Biogeochemical Cycles, 1987, Vol. 1, n°Issue 3, pp. 187-198.

Référence bibliographique

del Giorgio and Duarte. “Total respiration and the organic carbon balance of the open ocean. “, . Nature, 2002, n°420, pp. 379–384..