Jusqu’à récemment, on considérait que l’augmentation des émissions anthropiques des gaz à effet de serre, et notamment de dioxyde de carbone, était responsable du changement climatique. On utilisait les valeurs des émissions de gaz à effet de serre comme une donnée pour calculer l’évolution du climat. Depuis peu, on commence à prendre conscience que le changement climatique influence en retour le cycle du carbone, et que modéliser le changement climatique avec une concentration en carbone dans l’atmosphère fixée par les émissions humaines est insuffisant.

Deux équipes de chercheurs, l’une française basée à l’Institut Pierre-Simon Laplace (IPSL) et l’autre anglaise travaillant au Hadley Centre, ont donc mis en place des modèles couplant le changement climatique et le cycle du carbone. Leurs résultats prouvent que les rétroactions entre ces deux phénomènes modifient de façon assez conséquente les prévisions. Ainsi, en 2100 la concentration en CO₂ dans l’atmosphère calculée en tenant compte du changement climatique est de 20% plus élevée que sans ce couplage. Cette augmentation de la concentration en CO₂ tend à son tour à augmenter l’amplitude du changement climatique.

La connaissance de ces mécanismes de couplage, qui permet d’affiner les modèles d’évolution climatique particulièrement importants pour toutes les décisions politiques, économiques et environnementales, évolue rapidement mais les modèles sont encore loin d’être aboutis et de s’accorder parfaitement.

Nous rappellerons dans une première partie les différentes composantes du cycle du carbone ainsi que quelques chiffres concernant les émissions anthropiques.

Dans une deuxième partie, nous nous intéresserons plus spécifiquement aux interactions entre le cycle du carbone, le changement climatique et la biosphère.

La troisième partie sera consacrée aux interactions avec l’océan.

Enfin, dans une quatrième partie, nous décrirons et comparerons les modèles existants et préciserons les améliorations susceptibles d’y être apportées.

I. Le cycle du carbone et ses perturbations dues aux activités humaines

Les gaz à effet de serre participent de façon très active au changement climatique. Nous allons voir ci-dessous que le dioxyde de carbone est de loin celui dont l’impact est le plus considérable, c’est pourquoi nous limiterons notre étude aux rétroactions entre cycle du carbone et changement climatique.

I. 1. Les gaz à effet de serre.

Les gaz à effet de serre impliqués dans le changement climatique sont le méthane, l’oxyde nitreux ou protoxyde d’azote (N₂O), les CFCs (qui font, eux, diminuer la température terrestre), le dioxyde de carbone.

De tous ces polluants le dioxyde de carbone est celui dont l’impact sur le changement climatique est le plus grand, ce que montre la figure ci-dessous :

I. 2. Le cycle du carbone

Nous présentons ci-dessous une vision globale du cycle du carbone. Nous pouvons voir que ce cycle se décompose en différents réservoirs et différents types d’interactions que nous détaillerons dans les parties suivantes.

Différents processus interviennent dans le cycle du carbone :

Echange du carbone entre l’atmosphère et l’ensemble végétation + sol.

Echange entre l’océan et l’atmosphère

Brûlage de combustible fossile par les activités anthropiques. Cette activité modifie le cycle du carbone au-delà des habituelles variations naturelles.

Le cycle du carbone global, est en réalité composé de divers cycles qui agissent à différentes échelles de temps. On peut différencier entre cycle du carbone organique et cycle de carbone inorganique, même si ces deux cycles sont bien sûr reliés.

Dans le cycle organique, le carbone est lié à des atomes d’hydrogène ou à d’autres atomes de carbone.

Figure 1 A simplified, schematic representation of the global inorganic carbon cycle, showing the amount of carbon in gigatons in various natural reservoirs, and current estimates of the flow per year among them, in the same units. (Adapted from Climate Change 1994, published by the IPCC.)

Ainsi peut-on dire qu’en l’absence d’activité humaine, le cycle du carbone organique est quasiment fermé et a peu d’effets à long terme.

Dans le cycle inorganique, le carbone est lié à l’oxygène. C’est ce cycle qui a déséquilibré le cycle global du carbone ces dernières années, suite à l’activité anthropique.

Les réservoirs de carbone.

Dans le cadre ci-dessous, sont chiffrés les plus important réservoirs de carbone ainsi que les réservoirs de combustibles fossiles encore disponibles. L’unité utilisée est la gigatonne de Carbone (GtC), qui équivaut à l’équivalent de 10¹²tonnes de carbone.

Réservoir de carbone sur Terre
Réservoir	Taille(Gt C)
Atmosphère	750
Forêt	610
Sols	1580
Surface des océans	1020
Océans profonds	38,100

Combustibles fossiles
Carbone minéral	4,000
Huile	500
Gaz naturel	500
Total combustibles fossiles	5,000

I. 3. Perturbations anthropiques du cycle du carbone

Le cycle du carbone a été modifié à partir du moment où les activités humaines industrielles ont commencé à prendre de l’importance. Les figures ci-dessous représentent l’une le cycle du carbone classique (1^ère figure) et l’autre le cycle du carbone actuel (2^ème figure). On observe une nette complexification du cycle depuis que les activités industrielles modifient les émissions.

The Carbon Challenge, plaquette de présentation, p.5

Dans le cycle interviennent différents puits de carbone (l’océan et la biosphère essentiellement), et différents processus qui échangent le carbone entre les puits. L’étude des quantités de carbone échangées dans chaque processus permet de déterminer l’évolution de la taille des puits.

Voici une figure où on peut apprécier la variation et la très forte croissance de la concentration en CO₂ ces 400 000 dernières années.

L’augmentation récente est due pour une bonne part à l’évolution des émissions anthropiques. On notera pour mémoire les scénarios d’émission prévus par les experts internationaux de l’IPCC en 2001 :

Emissions anthropiques de CO₂ pour 6 scénarios illustratifs. Sres 2001, IPCC.

Human Perturbations to the Global Carbon Budget
CO₂ sources	Flux (Gt C/yr)
Fossil fuel combustion and cement production	5.5 ± 0.5
Tropical deforestation	1.6 ± 1.0
Total anthropogenic emissions	7.1 ± 1.1
CO₂sinks
Storage in the atmosphere	3.3 ± 0.2
Uptake by the ocean	2.0 ± 0.8
Northern hemisphere forest regrowth	0.5 ± 0.5
Other terrestrial sinks (CO₂ fertilization, nitrogen fertilization, climatic effects)	1.3 ± 1.5
Source: Climate Change 1995, published by the IPCC

On peut observer qu’environ la moitié des émissions humaines, soit environ 3 à 4 GtC/an est stockée dans les deux puits que constituent la biosphère (1,8GtC/an +/- 2) et l’océan (2,0GtC/an +/- 0,8). Les 3 à 4 GtC/ an restants sont donc stockés dans l’atmosphère et participent à l’amplification du changement climatique.

Signalons que les concentrations en CO₂ dans l’atmosphère sont légèrement plus importantes dans l’hémisphère Nord que dans l’hémisphère Sud en raison de la présence de multiples sources d’émission permanente au Nord.

Emissions anthropiques de carbone en 1995

II. Les échanges de carbone entre l’atmosphère et les continents

Les échanges de carbone entre l’atmosphère et les continents concernent à la fois la lithosphère et la biosphère : ces deux systèmes fonctionnent en interaction. Les évolutions de la lithosphère superficielle et de la biosphère du fait du changement climatique sont donc souvent couplées[1]. L’ordre de grandeur des temps d’évolution de leur couplage avec le carbone atmosphérique est celui des temps caractéristiques des végétaux : une dizaine d’années. Les interactions des continents avec l’atmosphère évoluent donc beaucoup plus rapidement que celles de l’océan avec l’atmosphère (ordre de grandeur de modification des courants marins : de l’ordre de quelques centaines d’années). Dans la prévision des couplages entre cycle du carbone et changement climatique à court et moyen terme, ce sont donc les interactions avec la biosphère et les sols qui sont les plus déterminantes.

II. 1. Les principaux mécanismes d’interaction

Les mécanismes qui régissent le cycle du carbone au niveau de la biosphère sont :

la photosynthèse
la respiration
la décomposition, aérobie ou anaérobie.

II. 1. a. La photosynthèse

La photosynthèse est effectuée par les producteurs primaires (végétaux chlorophylliens). Elle consomme du dioxyde de carbone et produit du dioxygène et de la matière organique (composés C,H,O,N). Le bilan global des réactifs et produits de la photosynthèse s’écrit :

6CO₂ + 6H₂O + énergie lumineuse C₆H₁₂O₆ + 6O₂

II. 1. b. La respiration

La respiration est un mécanisme qui consomme du dioxygène et rejette du dioxyde de carbone, et sert à transformer la matière organique en énergie. Elle est réalisée aussi bien par les végétaux que par les animaux. On peut écrire le bilan global de la respiration sous la forme :

C₆H₁₂O₆ + 6O₂ 6CO₂ + 6H₂O + énergie

II. 1. c. La décomposition

La décomposition est effectuée par les microorganismes présents dans les couches superficielles des sols. Elle consiste soit en une fermentation anaérobie en absence d’oxygène, soit en une décomposition aérobie en présence d’oxygène dans le sol. Ces deux mécanismes produisent du CO₂ : la fermentation anaérobie produit du CO₂ et du méthane (CH₄, qui est aussi un gaz à effet de serre), tandis que les microorganismes responsables de la décomposition aérobie produisent du CO₂ par leur respiration.

Ces mécanismes peuvent être résumés dans le schéma suivant :

Les mécanismes de respiration et de photosynthèse sont responsables des énormes flux de carbone entre l’atmosphère et la biosphère : ces flux sont dix fois plus importants que les émissions dues à la combustion des matières fossiles. Cependant les flux biosphériques responsables des fortes variabilités inter saisonnières et annuelles des concentrations en CO₂dans l’atmosphère, produisent en moyenne un bilan net nul.

La boucle qui combine les cycles du CO₂ et de l’O₂ localement au niveau des végétaux n’est pas le phénomène important pour le changement climatique. Ce qui nous intéresse ici plus spécifiquement, ce sont les flux nets de carbone transformés par la photosynthèse en matière organique, car ces quantités là produisent un bilan net annuel non nul, et ont des temps de résidence dans la biosphère et la lithosphère variables à l’échelle de la dizaine d’années.

II. 1. d. Influence de la température sur ces réactions

Les vitesses de réaction augmentent généralement avec la température. Ceci est notamment le cas pour les réactions de photosynthèse, de respiration et de décomposition.

Les faibles températures inhibent plus l’activité des microorganismes que la photosynthèse. Ainsi, les années froides, la décomposition est plus ralentie que le stockage brut de carbone dans la matière organique. Le puits litho-biosphérique effectue donc un stockage net de carbone plus important les années froides que les années chaudes.

II. 2. Le puits biosphérique et lithosphérique

Le puits biosphérique est constitué de l’ensemble du carbone piégé dans la biosphère sous forme de matière organique. Ce carbone est donc sous forme réduite. L’ordre de grandeur de la quantité de carbone stockée annuellement dans la biosphère est 1 à 10 GtC. Suivant les auteurs, ces estimations varient de manière importante.

Le puits lithosphérique est constitué de l’ensemble du carbone stocké dans la lithosphère sous forme de matière organique des déchets végétaux et animaux et sous forme minérale dans la lithosphère superficielle. Du carbone est aussi stocké sous forme minérale (essentiellement hydrocarbures et gaz) plus en profondeur (pour plus de détails sur l’enfouissement du carbone dans les roches et sa transformation en hydrocarbures et gaz, voir (16), section 3.3.2, les combustibles fossiles). La partie du puits lithosphérique qui nous intéresse pour l’étude à un horizon de quelques dizaines voire centaines d’années est celle qui interagit avec la biosphère, c’est-à-dire la partie superficielle des sols.

II. 2. a. La biosphère : un puits fragile et de forte variabilité interannuelle

Le puits biosphérique est fragile : il est connu que la biosphère peut évoluer rapidement sous l’influence des conditions climatiques, ainsi que sous l’effet de l’activité humaine (déforestation, feux de forêts). Les variations interannuelles des flux de carbone stockés dans la biosphère sont de l’ordre de 5 GtC, ce qui en fait la cause principale des variations interannuelles de stocks de carbone dans l’atmosphère. Par comparaison, la variation du stock océanique est deux fois plus faible (voir (4)).

De plus, le stockage dans la biosphère n’est que provisoire, et le support de stockage doit être en permanence remplacé, à une vitesse correspondant au temps de vie de la végétation.

II. 2. b. Evaluation des stocks de carbone dans la biosphère et la lithosphère

Les quantités de carbone actuellement stockées dans la lithosphère et la biosphère sont mal connues. On ne dispose que de valeurs approximatives.

On estimait en 1994 la quantité de carbone stockée dans les forêts à environ 360GtC (Dixon et al (1994), cité par (12)), dont 60% (215GtC) aux latitudes inférieures à 25° et 25% aux hautes latitudes (au-delà de 50° de latitude Nord).

On estime à environ 250GtC la quantité stockée dans la matière en décomposition, et à 1200 à 1600 GtC la quantité stockée dans la lithosphère superficielle (moins de 1m de profondeur).

Les données du LMD (15) indiquent en moyenne pour les années 1990 les valeurs suivantes de stockage net de carbone au m² sur les continents (tous types de couverture compris) :

Eurasie et Amérique du Nord	32 à 39 gC/m²/an
Zones tropicales (<30° de latitude)	5 gC/m²/an

On observe que la quantité de carbone stockée au m² dans les sols des hautes latitudes de l’hémisphère Nord est plus grande que celle stockée dans les sols des zones tropicales. Peut-être est-ce dû à une activité microbienne moins intense du fait de températures en moyenne plus basses aux hautes latitudes.

Les observations citées par Krinner et al (12) concernant le stockage annuel net de carbone dans les forêts sont les suivantes :

Forêt boréale	Forêt européenne	Forêt amazonienne
281 gC/m²/an (erreur : +/- 94)	617 gC/m²/an (erreur +/-182)	820 gC/m²/an (erreur +/- 170)

Ces valeurs sont évidemment beaucoup plus élevées que les moyennes sur les continents qui incluent des zones désertiques et des zones urbanisées.

Schimel et al (13) chiffre à 1,9 GtC/an (de 0,3 à 3,8) le puits continental net total dans les années 1980, et à 2 à 4 GtC/an dans les années 1990.

II. 2. c. Evolution du puits biosphérique dans les années 1980 et 1990

D’après Schimel et al, la capacité des puits biosphériques à stocker le carbone est restée à peu près constante dans les années 80 (variation de + 0,2 GtC/an, avec une marge d’erreur de 0,7GtC/an), puis a augmenté de façon conséquente dans les années 90 sous l’effet d’événements exceptionnels en 1992-1993 se traduisant par une absorption supplémentaire de 1,4 GtC/an en Amérique du Nord, et de 1,4GtC/an en 1995-1997 en Amérique du Nord et en Asie (avec une marge d’erreur de 0,7GtC/an), d’après (4). Il faut cependant noter que la première de ces années exceptionnelles a été suivie d’un relargage de carbone de même ordre de grandeur par la biosphère en 1994-1995. L’augmentation de la concentration en CO₂ dans l’atmosphère (voir paragraphe sur les émissions) et la fertilisation par l’azote des sols (voir paragraphe sur azote) sont probablement en partie responsables de ces stockages massifs. Mais le climat a probablement contribué de manière importante puisque, suite au phénomène El Niño, ces années ont été plus froides que la moyenne (voir paragraphe sur l’influence de la température). Dans les zones tropicales et équatoriales, on a plutôt observé une diminution du puits suite à la déforestation. Pour l’avenir, tous les modèles prévoient que les capacités de stockage de carbone dans la biosphère et la lithosphère vont continuer à augmenter dans les décennies à venir, pour ensuite se stabiliser ou diminuer à partir de 2050. Au-delà de 2050, le modèle de l’IPSL et celui du Hadley Centre sont en désaccord.

II. 3. Le couplage avec le changement climatique

II. 3. a. Comment va évoluer l’efficacité de la photosynthèse ?

La photosynthèse est modifiée sous l’influence de plusieurs facteurs :

évolution de la température
évolution des précipitations et de l’évaporation et modification du taux de stress hydrique
évolution de l’ensoleillement
augmentation des concentrations en CO₂ dans l’atmosphère.

La hausse des températures a pour conséquence une augmentation de la vitesse des réactions, donc en particulier de la photosynthèse. Cependant, ceci ne peut stimuler la croissance des végétaux qu’à la seule condition qu’aucun facteur essentiel entrant dans leur composition ne devienne limitant.

Les bilans hydriques sont plus difficiles à établir. En effet, les scénarios d’évolution du cycle de l’eau avec le changement climatique sont encore mal connus. Il est probable que les contrastes interrégionaux de précipitations actuellement observés s’accentuent : désertification des zones tropicales, précipitations quasiment inchangées en zone équatoriale… L’évaporation et l’évapotranspiration vont augmenter sous l’influence de la hausse des températures. Ainsi, dans certaines régions les végétaux auront des apports en eau comparables à ce qu’ils sont aujourd’hui, tandis que dans d’autres régions, la flore risque de souffrir de stress hydrique.

La photosynthèse est gouvernée par l’ouverture des stomates : lorsqu’ils sont saturés en eau, les stomates s’ouvrent et permettent alors les échanges gazeux de la plante avec l’atmosphère. Sachant que le carbone est souvent le réactif limitant de la photosynthèse, on peut estimer en première approximation que dans les zones où les conditions d’humidité ne varieront pas significativement, l’efficacité de la photosynthèse devrait augmenter. Ceci explique au moins partiellement l’augmentation actuelle du puits biosphérique, puisqu’on n’observe encore que de faibles variations dans le cycle de l’eau.

Dans les zones où les apports en eau vont diminuer, il est plus difficile de modéliser l’évolution de l’efficacité de la photosynthèse. Plusieurs scénarios sont envisageables :

- diminution de la production de matière organique par baisse du diamètre d’ouverture des stomates (voire la fermeture des stomates), et par conséquent, baisse de l’activité photosynthétique

- une plus faible quantité d’eau disponible pour les plantes entraînera une ouverture moins fréquente des stomates, mais ceci pourrait être compensé du point de vue de la photosynthèse par la plus grande concentration en CO₂ dans les échanges gazeux. Ainsi, dans un milieu plus aride, la plante pourrait diminuer ses pertes en eau tout en continuant à intégrer la même quantité de carbone.

- une modification des écosystèmes, se traduisant par un changement d’occupation des sols : peut-être des espèces capables d’utiliser des concentrations en carbone plus élevées malgré un plus faible apport en eau vont-elles remplacer les espèces actuelles. Dans ce cas, la photosynthèse totale pourrait augmenter. On assisterait alors à une modification de l’utilisation des sols qui nécessiterait d’être prise en compte dans la modélisation.

L’ensoleillement joue aussi un rôle dans la photosynthèse, bien que de second ordre par rapport aux facteurs précédents que sont la température et le bilan hydrique. Les végétaux chlorophylliens ont en effet besoin d’énergie solaire pour transformer le carbone minéral en carbone organique lors de la photosynthèse. Le changement climatique, en modifiant localement la température et donc l’évaporation, modifie la couverture nuageuse et donc l’énergie solaire reçue à la surface de la Terre, et par conséquent la photosynthèse. Cependant, ces effets sont encore peu étudiés.

II. 3. b. Interactions entre le cycle du carbone et le cycle de l’azote

L’évolution de la photosynthèse modifie la quantité de biomasse végétale. Cependant, d’autres phénomènes interviennent aussi dans l’évolution de la biomasse végétale. On peut notamment évoquer le couplage avec le cycle de l’azote. Le couplage entre cycle du carbone et cycle de l’azote se fait au niveau des microorganismes.

La transformation de l’azote minéral en azote organique ne pourrait avoir lieu sans les microorganismes. L’azote est indispensable à la croissance des plantes, mais celles-ci sont incapables d’utiliser directement le dioxyde d’azote présent dans l’atmosphère. Elles utilisent l’azote sous forme d’ammonium (NH₄⁺) et surtout de nitrate (NO₃^-).

Les microorganismes, principalement les cyanobactéries et les bactéries vivant en symbiose avec les Légumineuses (formation de nodosités) réalisent la fixation de l’azote, c’est-à-dire la transformation de N₂en ammonium utilisable par les plantes et les animaux. Pour faire cette réaction, ils utilisent la matière organique produite par la photosynthèse :

produit

N₂ + matière organique + H₂O NH₄⁺ + CO₂

L’ammonium est alors en partie transformé en nitrate par des bactéries nitrifiantes, pour être soit utilisé par les plantes, soit être renvoyé sous forme de N₂ dans l’atmosphère après dénitrification par des bactéries dénitrifiantes.

Les végétaux utilisent aussi de l’ammonium issu de la transformation par les bactéries ammonifiantes de l’azote contenu dans la matière organique en décomposition.

La participation des bactéries et des végétaux au cycle de l’azote (d’après (3)).

La hausse de la température due au changement climatique joue ici un rôle important. Du fait de la hausse générale, la température des sols augmente aussi. Les réactions voient donc leur vitesse de réaction augmenter, ce qui produit un double effet sur le cycle du carbone et le changement climatique :

- en mettant plus d’azote à disposition des végétaux, cela favorise la croissance de la biomasse végétale, et donc du puits biosphérique de carbone. On peut donc espérer que cette rétroaction négative limite, au moins légèrement, la quantité de gaz à effet de serre dans l’atmosphère et donc la hausse des températures.

- la matière organique contenue dans les sols est plus rapidement dégradée, contribuant ainsi à augmenter les émissions de CO₂ qui est un des produits de la dénitrification. De plus, la réaction de dénitrification produit aussi une petite quantité de N₂O, gaz à très fort pouvoir d’effet de serre. A moins que la production nette de biomasse ne compense ces émissions, les sols peuvent donc se transformer en source nette de gaz à effets de serre dans certaines régions.(voir régions boréales)

Ainsi, les interactions entre le cycle du carbone et le cycle de l’azote ne produisent pas un effet univoque sur l’évolution du climat. Des recherches sont en cours pour affiner la connaissance de ces interactions. Cependant, il semblerait que leur influence sur le cycle du carbone soit moins fondamentale que celle de la modification de la photosynthèse, et en première approximation, on peut ne pas les prendre en compte (ce qui est le cas pour les modèles actuels, du Hadley Centre et de l’IPSL).

II. 3. c. Changement d’occupation des sols dans les zones boréales

Sous l’effet combiné des activités humaines et du changement climatique, l’occupation des sols est en cours de modification, en particulier dans les régions boréales.

La température de l’atmosphère va, selon les scénarios du GIEC, augmenter plus dans les latitudes élevées qu’aux basses latitudes car la fonte des neiges et des glaces, entraînant une diminution de l’albédo, augmentera l’absorption de l’énergie lumineuse. En moyenne, aux latitudes actuellement situées au Nord de la limite de la forêt boréale, la hausse devrait être de 2°C.

D’après (2), une telle augmentation aurait pour conséquence un recul du permafrost[2] de 10° de latitude vers le Nord, une diminution de 32% de la toundra[3], remplacée partiellement par de la forêt boréale à son extrémité sud, elle-même remplacée plus au sud par des terres cultivables. Wolfgang Loucht a ainsi mesuré par télédétection ce qu’il interprète comme un changement de végétation. On assisterait ainsi à un « glissement » de la végétation vers le Nord. On pourrait donc s’attendre à ce que cette évolution crée de nouveaux puits de carbone. Cependant, les variations climatiques risquent de s’effectuer plus rapidement que la modification de l’écosystème. Plusieurs facteurs pourraient en effet expliquer que cette source ne soit pas tout de suite active :

Les modèles climatiques prévoient des précipitations en baisse durant les prochaines décennies dans les régions boréales. Ceci pourrait causer un stress hydrique défavorable au développement de forêts.
Les sols du permafrost sont très pauvres en microorganismes, et donc en azote. Ils ne constituent donc pas pour le moment un support favorable au développement de la végétation. Il faudra donc attendre que les sols soient colonisés par les microorganismes, dont certaines espèces ne gagnent que moins d’un mètre par an.
La fonte des glaces et leur remplacement par de la végétation entraîne une diminution de l’albedo, et donc une augmentation de la température du sol.
La combinaison de ces deux derniers points favorisera donc dans un premier temps l’activité des microorganismes dans les sols par rapport à l’activité végétale, et donc le relargage de CO₂ dans l’atmosphère, du fait de l’incapacité des écosystèmes à s’adapter suffisamment rapidement au changement climatique.
Il est possible que des maladies parasitaires se développent, puisque les parasites aussi profiteront de l’augmentation des températures. De plus, le rallongement des périodes plus chaudes pourrait entraîner une prolifération des parasites aux moments où la végétation aussi est en période de croissance.
Si des prairies cultivées remplacent les zones actuellement boisées, cela tendra à faire diminuer le stockage net de carbone. Cependant, l’albédo d’une surface cultivé est plus élevé que celui d’une forêt, surtout dans des régions recouvertes de neige une partie de l’année. Le résultat net de la combinaison de ces deux mécanismes est donc incertain. (Betts, 2000)[4]

Ainsi, si l’on peut s’attendre à une modification des écosystèmes boréaux dans les centaines d’années à venir, il est probable que les zones boréales seront d’abord, dans les prochaines décennies, des sources de carbone. Comme ce sont les zones où le stockage de carbone dans les sols est le plus important (environ 25% du stockage mondial dans les sols a lieu dans les zones boréales, d’après (2)), le relargage occasionné pourrait être important et faire diminuer l’augmentation nette du puits biosphérique mondial.

II. 3. d. Effets de la diminution des précipitations dans les zones tropicales

Les scénarios retenus par le Giec tablent sur une diminution des précipitations dans les zones tropicales et équatoriales, en particulier en Amérique Centrale, en Amazonie et dans les Caraïbes. Il est donc probable que la végétation de ces régions souffrira de stress hydrique. Ceci peut conduire à une moindre efficacité de la production végétale, et/ou à une modification des écosystèmes. De plus, l’aggravation de la sécheresse des sols et de l’atmosphère risque de conduire à des feux de forêts plus fréquents. L’impact de ces feux est cependant encore difficile à chiffrer.

Les modèles de l’IPSL et du Hadley Centre ne concordent pas sur l’évolution des sols dans les zones tropicales causée par le changement climatique : selon l’IPSL, la respiration des microorganismes du sol tend à diminuer sous l’influence de la sécheresse, tandis que selon le Hadley Centre l’effet de l’augmentation de température sera dominant et conduira à une augmentation de la respiration du sol.

Le scénario de l’IPSL prédit une diminution des capacités de stockage du sol et de la végétation dans les zones tropicales prédominant sur la diminution dans les autres régions, tandis que pour le Hadley Centre, la diminution dans la zone tropicale sera secondaire devant la diminution des capacités de stockage du sol dans les zones non-tropicales.

Enfin, dans les zones tropicales l’homme pourrait influencer indirectement la réponse de la biosphère au changement climatique par la poursuite de la déforestation. Il est intéressant de noter que les rendements agricoles sont généralement améliorés par une petite hausse de la température, mais que les effets de stress hydrique jouent dans le sens inverse. On pourrait donc assister à une adaptation des cultures en fonction du changement climatique. La modification des écosystèmes serait ainsi accélérée.

II. 3. e. Les scénarios pour la modification des écosystèmes

Le Giec envisage deux types d’évolution des écosystèmes sous l’influence du changement climatique :

les écosystèmes, relativement inchangés, pourraient migrer « en bloc » vers le Nord afin de retrouver une température souhaitable
des changements in situ au sein des écosystèmes pourraient les modifier petit à petit.

Le deuxième scénario est le plus probable, au vu de l’histoire de la planète. Cependant, il est très difficile de faire des prévisions sur ce scénario dans la mesure où on ne sait pas bien quantifier la compétition pour la survie entre les espèces.

II.3. f. Evolution de la biomasse sous l’effet du changement climatique

Tous les phénomènes cités ci-dessus entraînent des variations de la masse de la biosphère sous l’effet du changement climatique. En retour, la biomasse influence aussi les variables climatiques. Une rétroaction entre le changement climatique et le carbone de la biomasse est donc à l’œuvre.

Des expériences menées par DeLucia et al. (1999), citées par (8), consistant à soumettre un ensemble végétal à une fumigation constante de CO₂ ont mesuré qu’une augmentation de 200 ppmv de la concentration en CO₂ dans l’air induisait une augmentation de la masse végétale de 25%. Cependant, ces résultats sont difficilement extrapolables aux grands écosystèmes terrestres.

Bien que les projections de l’IPSL et du Hadley Centre diffèrent de façon conséquente sur les quantités de carbone stockées dans la biosphère et la lithosphère, elles ont en commun de prévoir :

un stockage plus faible quand les simulations sont couplées avec le changement climatique
une forte augmentation des capacités de stockage jusqu’en 2050, puis un ralentissement voire une diminution de ces capacités de stockage se traduisant par le relargage de CO₂ dans l’atmosphère. Cette saturation est en particulier due à une arrivée à maturité des forêts.

Le modèle de l’IPSL, calculé en supposant une augmentation des concentrations atmosphériques en CO₂ de1% par an, estime, lors de la simulation tenant compte du changement climatique, que la capacité de stockage de la biosphère atteindra son maximum quand la quantité de CO₂ atmosphérique sera double de ce qu’elle est actuellement, à 7GtC/an. A 4 fois la concentration actuelle en CO₂, cette capacité ne serait plus que de 5,5GtC/an. Au maximum, la capacité supplémentaire totale de stockage de la biosphère (comptée à partir de la situation actuelle) serait de 300 GtC.

Stockage annuel de carbone dans la biosphère calculé par le modèle de l’IPSL, sans prendre en compte les rétroactions avec le climat (en rose) et en les prenant en compte (en bleu clair). La courbe bleue représente la différence entre les deux autres courbes. D’après (7).

Tout comme trois autres modèles (Cramer et al, 2001, 6 modèles différents de dynamique globale de la végétation sous influence du changement climatique), le modèle de l’IPSL estime que la capacité de stockage de la lithosphère sera environ la moitié de celle de la biosphère, soit au maximum 120 GtC environ.

Le modèle du Hadley Centre prévoit quant à lui une capacité de stockage de la lithosphère double de celle de la biosphère, soit 400 GtC pour la lithosphère et 200 GtC pour la biosphère dans les simulations non couplées (d’après (6)). Dans les simulations couplées cependant, ce modèle prévoit une diminution des capacités de stockage à partir de 2050, se traduisant par le relargage d’environ 50 GtC par la biosphère entre 2050 et 2100 et de 500 GtC par la lithosphère.

Capacités de stockage totales de la végétation et du sol, calculées par les modèles du Hadley Centre (à gauche), et de l’IPSL (à droite).

La quantification de l’évolution des puits biosphériques et lithosphériques est donc loin d’être parfaitement maîtrisée. Ceci est la conséquence de la multiplicité et de la complexité des phénomènes qui entrent en jeu. Certains facteurs tels la hausse de la température, l’augmentation de la concentration en CO₂ dans l’atmosphère et la mise à disposition d’azote et autres nutriments agissent en faveur d’une augmentation de la biomasse, tandis que d’autres comme le développement de parasites et l’évolution des précipitations jouent plutôt en défaveur de la croissance de la biomasse. Tous ces facteurs interagissent entre eux et sont couplés au changement climatique et au cycle du carbone.

Malgré tout, un consensus se dégage pour affirmer que les capacités de stockage de biosphère et de la lithosphère ne sont pas encore saturées mais qu’elles pourraient l’être dans quelques dizaines d’années si les émissions de CO₂ continuent d’augmenter au rythme actuel.

III. Les échanges de carbone entre l’océan et l’atmosphère

Les interactions entre l’océan et l’atmosphère sont très importantes pour le climat et sa variabilité car la surface terrestre est recouverte à 71% par les océans. Ces interactions se font par transferts thermiques et échanges gazeux, notamment des échanges de carbone.

Trois phénomènes expliquent pourquoi l’océan est un important régulateur de la température terrestre :

La majeure partie de l’énergie contenue dans le rayonnement solaire est transformée en énergie thermique dans la couche supérieure de l’océan.
La capacité calorifique de l’eau étant très élevée, l’océan peut donc en partie réguler les fluctuations thermiques de l’atmosphère.
Enfin, la circulation thermohaline (faire lien vers ce paragraphe), en assurant le transfert des masses d’eau de températures différentes, participe à cet équilibre thermique.

L’océan est, parallèlement à la biosphère terrestre, un des très grands puits de carbone. Sur le long terme, son influence sur l’accumulation de carbone dans l’atmosphère est plus grande que celle biosphère. En effet, la quantité de carbone dissoute dans l’eau est 20 fois plus grande que celle stockée dans le sol et 50 fois supérieure à celle emmagasinée dans l’atmosphère. Le stockage de carbone dans l’océan est déterminé essentiellement par deux mécanismes : l’un physique, appelé « pompe physique », l’autre dû à la biosphère marine, dénommé « pompe biologique ». Ces deux mécanismes sont étroitement liés à la température.

III. 1. Les principaux mécanismes d’interaction entre le carbone et l’océan

III. 1. a. L’influence de la température

http://tqd.advanced.org/2690/cgi-bin/lookup.cgi?carbon+dioxide

La solubilité des gaz dans un fluide suit en général la loi de Dalton :

P = (n/V) • R • T = c• R • T (loi des gaz parfaits)

K_Henry = c (gaz_dissout) / P_gaz (loi de Dalton)

où T est la température

V le volume

R la constante des gaz parfaits

C la concentration

N le nombre de moles de gaz

K_Henry la constante de Henry

Par conséquent, la concentration maximale du gaz dissout dépend de sa pression partielle.

La solubilité du CO2 dans l’eau diminue quand la température augmente. La température de la surface des océans valant approximativement entre 4 et 10°C, on en déduit que la concentration en CO2 dissout dans l’océan est de l’ordre de 2.8 à 2 g/L.

III. 1. b. Equilibre chimique entre dioxyde de carbone, acide carbonique et hydrogénocarbonates

Si une grande quantité de carbone est dissoute dans les océans, c’est notamment du fait de la multiplicité des formes chimiques que peut prendre le carbone en solution dans l’eau.

La dissolution du dioxyde de carbone dans l’eau se fait selon la chaîne de réaction suivante :

Les réactions de sédimentation s’écrivent quant à elles :

III. 1. c. Influence du pH

La formation et la dissociation d’acide carbonique se déroulent en 2 phases (voir ci-dessus) qui dépendent très fortement de la valeur du pH.

Ainsi, si le pH diminue, l’équilibre de l’équation de la première phase de la dissociation est déplacé vers la gauche, et il en va de même de l’équilibre entre CO2 et HCO₃^-, donc la quantité de CO2 qui est dégazée dans l’atmosphère augmente. A l’inverse, si le pH augmente, la quantité de CO₂dissoute augmentera. Ainsi, les multiples formes que peut prendre le carbone dans l’eau favorisent sa dissolution. Cependant, comme dans tout équilibre chimique, on voit qu’on ne peut pas dissoudre une quantité infinie de CO2 puisque cette dissolution entraîne une baisse du pH.

En temps normal, l’eau de mer a un pH compris entre 8 et 9 ; elle est légèrement basique, donc dissout bien le CO₂.

De plus la formation de calcaire dépend de pression (donc de la profondeur), du pH et des équilibres ci-dessus, spécialement de la dissociation du gaz carbonique.

Plus la quantité de biomasse est importante, plus l’eau est acide, et donc plus le CO2 est dégazé.

A titre d’exemple, comparons les océans Atlantique et Pacifique. Comme environ 68% des fonds de l’Atlantique sont recouverts de limon de calcaire contre seulement 36% dans le Pacifique, l’Atlantique est plus acide que le Pacifique, et donc plus susceptible de dégager du CO₂.

III. 1. d. La circulation thermohaline

La circulation thermohaline est le transport d’eaux de différentes salinités et température par les courants océaniques.

Les eaux de l’Atlantique, chaudes et relativement salées dans la zone subtropicale en raison de l’évaporation, remontent vers le Nord, en passant par l’Equateur et le Golfe du Mexique et atteignent la région située entre le Groenland, l’Islande et la Norvège et dans la mer du Labrador. Là, l’eau se refroidit et la salinité augmente suite à la formation des icebergs. La densité de l’eau augmente donc et ces masses d’eau plongent vers le fond océanique. Des courants en profondeur les ramènent vers les zones tropicales.

La circulation thermohaline

www.liv.ac.uk/~ric/

III. 2. Les pompes

Deux mécanismes sont à l’origine du stockage de carbone dans les eaux océaniques : la pompe physique et la pompe biologique.

III. 2. a. La pompe physique

La pompe physique fonctionne par différences de densité et de solubilité : la solubilité des gaz, notamment du CO₂, augmente quand la température de l’eau diminue. L’eau chargée en gaz dissout ayant une densité plus grande que l’eau chaude sombre au fond de la mer en emportant le CO2 dissout.

Le carbone reste ainsi stocké environ 1 000 ans au fond de la mer. Pendant ce temps il participe au cycle de l’eau dans l’océan. Quand l’eau remonte, par exemple près de l’Equateur en raison de la circulation thermohaline, le CO2 remonte avec, et une partie du CO₂ est dégazée dans l’atmosphère car sa solubilité dans l’eau est plus faible dans les zones chaudes que dans les zones froides.

L’augmentation de la teneur en CO2 de l’air est plus rapide que l’évolution de la circulation océanique ; il n’existe pas d’équilibre entre les deux.

On suppose qu’actuellement l’océan stocke plus de gaz carbonique au fond de la mer qu’il n’en libère. Mais cette situation ne va pas perdurer, et les générations futures risquent de devoir faire face à une diminution importante des capacités de stockage de carbone par la pompe physique.

Cependant, un autre phénomène, la pompe biologique, stocke une plus grande quantité de carbone que la pompe physique. On suppose (Sarmiento and Bender 1994) que 75% de la différence (de CO2 dissout dans l’eau) entre la couche superficielle et le fond de la mer est dû à la pompe biologique.

On peut lire sur les schémas ci-dessus la concentration en CO2 à 1600 m de profondeur dans l’Océan Atlantique (en 1990 et 1930), ainsi que le mécanisme de pompe physique par une coupe verticale.

en 1990 en 1930

en bleu et blanc : faibles concentrations en CO2

rouge et jaune : grandes concentrations en CO2

http://www.ifm.uni-kiel.de/OzeanOnline/co2/co2.htm

III. 2. b. La pompe biologique

Le fonctionnement de la pompe biologique

Au printemps, lorsque le plancton se développe, la quantité de CO2 dissoute dans la couche supérieure de l’océan diminue de 30 % car le CO₂ est consommé par photosynthèse. En conséquence de l’équilibre chimique entre l’atmosphère et l’océan, une fraction du CO2 atmosphérique se dissout alors dans l’océan pour compenser cette consommation.

La vie sous-marine est organisée en cycles : une croissance du plancton provoque une croissance de la faune, qui finit par sédimenter en formant du calcaire.

La pompe biologique peut être divisée en pompe organique et pompe carbonate :

- La pompe organique, c’est-à-dire la photosynthèse, fixe et transporte le carbone sous forme organique vers les profondeurs de l’océan. Elle piège le CO2.

- La pompe carbonate est liée à la sédimentation des déchets organiques. Elle produit et transporte le calcaire vers les profondeurs tout en augmentant la pression partielle en CO2 par remise en solution d’une partie du carbone contenu dans les déchets. Elle déplace ainsi l’équilibre de dissolution du CO2 dans le sens d’une plus faible dissolution. C’est donc une « source » de CO2.

les pompes organique et carbonate

http://www.awi-potsdam.de/Carbon/calcif-d.html

L’équilibre entre les deux pompes détermine l’échange biologique de CO2 entre l’océan et l’atmosphère.

La pompe organique

Le plancton joue un rôle primordial dans le cycle de carbone. Sa composition élémentaire en C : N : P vaut 106 :16 :1. Ainsi, le plancton consomme plus de cent atomes de carbone par atome de phosphore.

Les producteurs primaires (phytoplancton), ne font de la photosynthèse que dans la zone translucide de l’océan, c’est-à-dire au maximum les 200 premiers mètres (mais plus généralement, uniquement les 20 premiers mètres).

Cependant, le manque de substance nutritives (azote, phosphore) et d’ensoleillement est le principal facteur limitant de la production de biomasse.

Une très forte production primaire est mesurable par satellite en raison du changement de couleur de la mer en fonction de la concentration en chlorophylle et ses produits cataboliques (matières jaunes).

Cependant, dans certaines régions on peut trouver une grande densité en substances nutritives, et pourtant la population de microorganismes y est relativement faible. C’est le cas par exemple dans l’Océan Austral.

On présume donc que si l’efficacité de la productivité biologique de l’océan augmente, une plus grande quantité de carbone sera utilisée pour la photosynthèse et la formation de coquilles, et donc la quantité de CO₂ pompée par l’océan augmentera.

La pompe carbonate

La formation de coquilles de calcaire par les organismes marins est une étape importante du cycle du carbone. Les Coraux, les Eponges calcaires et les Lamellibranches entre autres utilisent le carbone dissout dans l’eau comme base pour former leur exosquelette de calcaire.

Par exemple les craies de l’île Rügen en Allemagne et près de Dover en Angleterre qui sont formés par les coccolites.

Le plancton, responsable de la pompe organique et de la pompe carbonate

Le plancton est l’ensemble des microorganismes qui, incapables de se mouvoir, dérivent dans l’eau.

On peut différencier deux groupes : le phytoplancton et le zooplancton.

Le zooplancton se compose en général des Copépodes (petits Crustacés) et du krill.

La composition de phytoplancton dépend de la disponibilité des nutriments (phosphore, azote, silicate), de la température et de la chimie de l’atmosphère et de l’eau de mer. On peut cependant classifier grossièrement le phytoplancton en deux groupes, les Diatomées et les Dinoflagellés.

Le plancton dont la taille caractéristique est de l’ordre de 4-40 μm s’appelle le nanoplancton. (ex : les coccolites)

le plancton : quelques exemples

pages.globetrotter.net/.../ photoweb/plancton.htm

La quantité et la distribution du phytoplancton dans la mer ont une grande influence sur la pompe biologique et le stockage de carbone puisque c’est le phytoplancton qui influence toute la suite de la chaîne trophique par sa production nette de photosynthèse.

Les observations indiquent qu’actuellement la production de phytoplancton diminue. Ainsi, la couche de végétation océanique a diminué de 6 cm sur les dernières 20 années.

III. 3. Les conséquences du changement climatique

Si la température de l’atmosphère, et par conséquent la température de l’océan, augmentent, l’efficacité des pompes pourraient être modifiée selon les processus suivants :

les températures augmentant plus aux hautes latitudes qu’à l’Equateur, les différences de température entre ces zones vont probablement s’estomper. La circulation océanique va donc ralentir, et le temps de subsidence dans l’océan augmenter, ce qui diminuera l’efficacité de la pompe physique.

L’évaporation sur les continents et les précipitations sur les océans devraient augmenter, si bien que la température de la couche superficielle de l’océan augmentera plus que la température des profondeurs. La circulation thermohaline devrait donc être ralentie.

Du fait de la stabilité des couches de la mer et du ralentissement de la circulation océanique, les mouvements de masses d’eau contenant les nutriments indispensables à la photosynthèse seront eux aussi plus lents. La photosynthèse pourrait ainsi être limitée par un manque de facteurs nutritifs.

L’augmentation de la concentration en CO₂ dans l’atmosphère est l’autre facteur important de la modification de l’efficacité des pompes.

L’équilibre entre le calcaire et l’acide carbonique est particulièrement sensible à la concentration en CO₂ dans l’atmosphère. Si celle-ci augmente, la concentration en carbone dissout dans l’eau pourrait, elle aussi, augmenter jusqu’à atteindre une saturation de l’équilibre, rendant impossible toute dissolution supplémentaire. Les équations suivantes en montrent les conséquences.

En présence d’une plus grande concentration en CO₂ dans l’atmosphère, l’équilibre sera déplacé vers la droite et la concentration en ions hydronium dans l’océan augmentera (voir le paragraphe sur le pH). Le pH diminuera donc, ce qui entraînera une corrosion des calcaires.

On ne sait pas exactement comme les organismes marins vont réagir à un changement de pH. Toutefois on s’attend à des conséquences négatives pour la précipitation biogène de calcaire dans les récifs coralliens des tropiques et pour la population de coquilles calcaires des couches supérieures de l’océan.

Tous ces mécanismes pourraient engendrer un cycle de rétroactions couplées menant à une plus grande concentration en dioxyde de carbone dans l’atmosphère. Il n’est pas inenvisageable que, la température de l’océan augmentant, la quantité de phytoplancton diminue, et que par conséquent les possibilités de fixation de CO₂ dans l’océan diminuent aussi, rétroagissant ainsi sur la concentration en CO₂ dans l’atmosphère et donc sur la hausse des températures.

Bien que la modélisation des processus chimiques, biologiques et physiques dans l’océan reste encore très imparfaite, on peut cependant affirmer que le changement climatique aura à long terme un impact négatif sur la capacité de stockage du carbone par les océans. Ces rétroactions pourraient de plus être modifiées par des comportements humains, consistant par exemple à mettre en œuvre des projets d’injection de fer ou de phosphore dans les océans pour y améliorer la croissance de la biomasse.

III. 4. Les prévisions fournies par les modèles

Les chiffres cités ci-dessous proviennent de différents modèles, dont certains sont très partiels et ne prennent pas en compte la totalité des interactions entre le changement climatique et le cycle du carbone, mais uniquement certains aspects des mécanismes de stockage de carbone dans l’océan ou de l’évolution de la circulation océanique.

III. 4. a. La circulation thermohaline

Plusieurs des modèles climatiques ont calculé une réduction de la circulation thermohaline de 20 à 50% pour le 21^e siècle et n’excluent pas un arrêt total en cas d’augmentation de la température de 3,7 à 7,4°C (Manabe and Stouffer, 1993 ; Stocker and Schmitterner, 1997 ; Dixon et al.,1999, cités dans (13)).

III. 4. b. Le stockage de carbone

Des simulations, réalisées avec un modèle de complexité réduite centré sur les rétroactions entre le réchauffement global et le cycle du carbone marin, trouvent, pour 2100, une diminution de 7 à 10% de l’absorption océanique de CO2 par rapport aux simulations sans réchauffement global.

Pour la biosphère marine, les différentes simulations prévoient une réduction de 5 à 16% de l’absorption de CO₂ d’ici 2100.(http://www.climate.unibe.ch)

Le modèle du Hadley Centre simule que d’ici 2100, l’absorption totale de CO₂ par l’océan sera de 400GtC.

III. 4. c. Le pH

K. Caldeira et M. Wickett du Lawrence Livermore National Laboratory aux Etats-Unis, en faisant tourner leurs modèles avec des émissions anthropiques de carbone constantes pendant les prochaines années, trouve théoriquement un pH qui pourrait descendre jusqu’une valeur de 0.77. Il ne faut évidemment pas prendre cette valeur comme une prévision, puisque de nombreux phénomènes tels que corrosion des roches interviendraient bien avant que cette valeur de pH ne soit atteinte, mais plutôt comme une simple expérience de pensée.

III. 4. d. Le plancton

Une modification du pH entraînera une modification de la concentration en carbonates. Celle-ci pourrait diminuer de 50 %, entraînant alors un changement dans la production des microalgues marines comme les coccolites.

On s’attend donc à une diminution da la production et du transfert de calcaire dans les cent prochaines années. Ensuite, l’océan pourra peut-être à nouveau stocker plus de CO2, venant ainsi contrecarrer l’augmentation de la concentration en CO₂ dans l’atmosphère.

(Alfred Wegener Institute Foundation for Polar and Marine Research, Bremerhaven)

IV. Les modèles

Comme nous l’avons déjà évoqué, la modélisation du changement climatique, qui a pris une importance majeure ces dernières années, est fondamentale pour la gestion à long terme de nos sociétés. Dans ce cadre, des modèles couplant le climat et le cycle du carbone commencent à se développer, afin d’obtenir une simulation plus fine des rétroactions.

IV. 1. Les modèles climatiques

La prédiction du changement climatique pour les cent ou cent cinquante prochaines années est basée sur des simulations par des modèles. Il est parfaitement compréhensible que la plupart des modèles se soient jusqu’à présent concentrés sur les questions de pollution atmosphérique causée par les émissions anthropiques de gaz à effet de serre. La priorité actuelle est de prévoir le réchauffement de la Terre et l’évolution des précipitations dans un futur proche.

Les différents types de modèle du climat utilisés sont, dans un ordre de complexité croissante :

- energy balance modèles (EBMs);

- one dimensional radiative-convective models (RCMs);

- two-dimensional statistical-dynamical models (SDMs);

- three-dimensional general circulation models (GCMs).

Les modèles les plus simples permettent peu d'interactions entre les différents processus (rayonnement solaire, dynamique et processus primaires de surface), tandis que les modèles les plus complexes sont entièrement couplés.

Il n'est pas toujours nécessaire de choisir le modèle le plus sophistiqué. Le choix du modèle dépend de la nature de l'analyse. Pour les simulations qui exigent de modéliser des processus physiques, chimiques et biologiques complexes inhérents au système climatique, comme le sont les modèles qui s’intéressent au cycle du carbone, des modèles plus sophistiqués sont plus appropriés. Cependant, le coût informatique reste un élément déterminant pour le choix d’un modèle de climat.

Les GCMs ne tiennent généralement pas compte des rétroactions entre climat et biosphère, et utilisent une distribution de végétation statique et une concentration en CO₂ non modifiée par les rétroactions avec le changement climatique (27).

IV. 2. Comment prendre en compte les rétroactions dans les modèles climatiques ? Le modèle à couplage complet.

Nous présentons ci-dessous, à titre d’exemple, les résultats d’un modèle à couplage complet, modèle carbone-climat à trois dimensions. Ceci permet d’expliquer pourquoi considérer toutes les rétroactions possibles est nécessaire pour une bonne prévision du changement climatique (5).

Le modèle à couplage complet dont nous présentons ici les résultats est basé sur le troisième modèle de circulation (GCM) du Hadley Centre à couplage océan-atmosphère, HadCM3 (14). Il est couplé à un modèle du cycle du carbone océanique, HadOCC, et à un modèle global de végétation dynamique, TRIFFID.

La simulation du cycle du carbone présente une variabilité interannuelle significative, induite par le modèle El Niño/Southern Oscillations (ENSO). Une réponse réelle à la variabilité interne du climat est un pré requis important pour un modèle de simulation du cycle en vue de son utilisation pour la prévision climatique. La sensibilité du modèle du cycle du carbone à la variabilité de ENSO est consistante avec les observations, démontrant ainsi que le modèle couplé est bien calé sur les variations climatiques.

Une série de simulations a été effectuée pour la période 1860-2100, avec les émissions de CO2 donnés par le scénario IS92a. Dans ce scénario, on considère aussi d’autres polluants à effet de serre. Par contre, le forçage radioactif des aérosols a été omis.

Pour 2100, la concentration en CO₂ donnée par le modèle à couplage complet est de 250 ppmv plus élevée que la concentration prévue par l’IPCC avec des modèles non couplés pour le même scénario d’émissions. En outre, la température terrestre moyenne selon le modèle utilisé augmente, entre 1860 et 2100, de 8K, contre 5.5K dans le modèle sans couplage.

Ces résultats numériques démontrent donc la nécessité de prendre en compte les rétroactions entre le climat et le cycle du carbone pour prédire correctement le changement climatique dans les cent prochaines années.

IV. 3. Modèles couplés : Modèle IPSL versus Modèle du Hadley Centre

Il existe actuellement deux modèles couplés : celui de l’IPSL et celui du Hadley Centre. Ces deux modèles simulent l’évolution du climat et des émissions de CO₂ dans la période 1860-2100.

Nous présentons ci-dessous une comparaison entre ces deux modèles, basée en grande partie sur une étude faite en commun par les deux groupes de chercheurs (8). Cette comparaison permet de mettre en évidence les facteurs les plus importants pour les rétroactions et ceux pour lesquels il n’y a pour l’instant pas de consensus.

IV. 3. a. Mise au point du modèle.

Les deux groupes ont procédé selon la même méthodologie. Ils ont fait un couplage entre océan et atmosphère par un « ocean-atmosphere general circulation model » (OAGCM) et un couplage entre biosphère et atmosphère pour le cycle du carbone.

Le scénario d’émission utilisé par le Hadley Centre est le IPPC-IS92a tandis que l’IPSL a utilisé le IPPC-SRES-A2. Ces deux scénarios sont identiques pour la période historique (1860-1995) mais présentent des différences pour le futur (1995-2100). Il est à noter qu’aucun des deux groupes ne prend en compte les émissions d’aérosols, les changements d’occupation du sol, l’azote et le dépôt de toxiques dans les océans. Un autre point à signaler est que seul le modèle du Hadley Centre prend en compte la dynamique de la végétation.

Les scénarios d’émissions utilisés par les deux groupes sont assez proches, et que les écarts de résultats des deux groupes sont loin d’être expliqués par ces légères différences d’émissions.

Emissions totales de CO2 (en GtC) pour la période 1990-2100, et histogramme de leur distribution selon les différents groupes de scénarios. (scénarios IS92)

Comparaison des émissions globales du CO2. En couleurs, les 40 scénarios du SRES (IPCC) et en noir le scénario ISB92.

Images: WMO – UNEP

Intergovernmental panel of climate change

IPCC Special Report, emissions scenarios

IV. 3. b. Méthodologie

Chaque groupe a effectué trois séries de simulations :

- Une simulation de contrôle sans émission anthropique

- une simulation avec le modèle à couplage complet, avec les émissions données par IPCC

- une simulation avec un modèle sans couplage, avec les émissions de l’IPCC et le climat de la première simulation (sans changement climatique)

IV. 3. c. Résultats

Le modèle de l’IPSL simule bien l’augmentation de température et de concentration en CO₂dans l’atmosphère pour la période 1860-2000. Le modèle du Hadley Centre surestime ces deux valeurs.

Dans la simulation sans changement climatique, l’accroissement donné par chacun des deux modèles est très similaire, malgré l’utilisation de différents scénarios d’émissions. Ceci prouve que les phénomènes ne sont pas modélisés de façon identique par les deux modèles. Des différences importantes entre apparaissent dans les simulations avec les rétroactions. Les concentrations en CO₂ atmosphérique pour 2100 sont respectivement 980 ppmv pour le modèle du Hadley Centre et 780 ppmv pour celui de l’IPSL. Des résultats comparables seraient obtenus en utilisant d’autres scénarios d’émissions comme nous allons le préciser ci-dessous.

Stocks de carbone dans les trois grands réservoirs, calculés par les modèles du Hadley Centre et de l’IPSL

Physics Today August 2002 www.aip.org/pt/vol-55/iss-8/p30.html

IV. 3. d. Analyse

Puisque le climat et le cycle du carbone présentent de multiples rétroactions, il est difficile d’estimer quels sont les mécanismes responsables des différences entre le modèle du Hadley Centre et le modèle de l’IPSL.

Chaque mécanisme intervenant dans les rétroactions a été isolé pour déterminer sa contribution aux écarts de résultats. Les équations de couplage entre changement climatique et cycle du carbone ont été linéarisées afin d’obtenir des facteurs séparables (voir les équations dans (8)).

Sensibilité du cycle du carbone à la concentration en CO₂ atmosphérique

A quantité de CO₂ atmosphérique prédéterminée, on étudie le réchauffement subséquent de la surface terrestre. Le modèle de Hadley Centre, montre une plus grande sensibilité du climat à la concentration en CO₂ atmosphérique que le modèle de IPSL. L’explication de cette variation, est que, bien qu’aucun des modèles ne prenne en compte les émissions d’aérosols, le Hadley Centre considère les émissions de CO₂ et les émissions de CH₄, N₂O … alors que le modèle IPSL ne tient compte que du CO₂. Pour le même niveau de CO_2, le réchauffement est plus grand dans le modèle du Hadley Centre.

Sensibilité de l’océan à la concentration en CO₂

Nous étudions les simulations sans couplage où l’augmentation de la concentration en CO₂ affecte le cycle du carbone mais pas le climat. On trouve alors des différences entre les modèles dans l’absorption de CO2 réalisé par l’océan. 4Gt/an (Hadley) contre 8Gt/an (IPSL). Cet écart ne peut être attribué au changement climatique. Pour une quantité donnée de CO₂ relâchée dans l’atmosphère, la fraction qui reste dans l’atmosphère est donc plus grande dans le modèle du Hadley Centre. La raison de cette grande différence est que dans le modèle de l’IPSL le mélange des eaux, et donc l’absorption de carbone, dans l’Océan Austral est 2 fois plus grande. De toutes façons, la connaissance actuelle de l’Océan Austral est largement insuffisante et ne permet pas de déterminer avec précision laquelle de ces deux valeurs est la plus proche de la réalité. On manque notamment de données pour la période hivernale, car les relevés de mesures sont alors très difficiles à effectuer. Il est cependant important de mieux connaître ce qui se passe dans l’Océan Austral car c’est là que se mélangent les eaux de tous les océans.

Fig. Absorption de carbone par l’océan en fonction de la concentration en CO₂ atmosphérique (en pointillés : Hadley Centre ; trait plein : IPSL)

Sensibilité des continents au changement climatique

Le modèle du Hadley Centre stocke plus de carbone dans la lithosphère, tandis que celui de l’IPSL en stocke plus dans la biosphère. Ceci est dû à des différences dans la modélisation de la végétation et de sa dynamique.

Conclusion

L’analyse qui précède explique bien, selon les auteurs des modèles, les différences constatées dans les résultats. On en déduit donc que ce ne sont pas les différences entre les scénarios d’émission, mais bien des différences intrinsèques dues aux modèles qui sont responsables des écarts de résultats. Ceci encourage donc à poursuivre les efforts de modélisation en vue d’une unification des résultats entre les équipes.

IV. 4. Vers de nouveaux modèles plus sophistiqués

IV. 4. a. Amélioration des modèles actuels

Dans les simulations de l’IPSL et du Hadley Centre, les incertitudes dues aux modèles du cycle du carbone et celles dues aux modèles climatiques sont du même ordre de grandeur : environ 4°C ou 200 ppmv. Les améliorations des modèles doivent donc porter sur ces deux aspects de manière comparable.

Certains phénomènes qui ne sont pas modélisés dans les modèles actuels vont l’être dans les modèles préparés en 2004. Il s’agit notamment de :

la prise en compte de la dynamique de la végétation dans le modèle IPSL (c’est déjà le cas dans le modèle du Hadley Centre)
la prise en compte de plusieurs niveaux de la chaîne trophique dans les océans (2 phytoplanctons et 2 zooplanctons)
la déforestation dans les zones tropicales et les changements d’occupation des sols
les incendies de forêt
l’amélioration de la modélisation des GCM (General Circulation Model) et des océans.

On le voit, il s’agit essentiellement, pour l’IPSL, de complexifier les phénomènes pris en compte dans la modélisation de la biosphère. Pour cela, un nouveau modèle, Orchidée, est développé. Les tests déjà effectués sur les données des années passées donnent des résultats satisfaisants. Il reste maintenant à utiliser Orchidée pour la projection dans le futur.

Les aérosols, qui sont pris en compte dans le modèle du Hadley Centre, ne seront toujours pas pris en compte dans le modèle de l’IPSL ; comme leur émission devrait s’arrêter suite aux accords internationaux, ceci n’influence que peu les résultats de la modélisation.

IV. 4. b. Les points non encore résolus

Des limitations importantes à la fiabilité des estimations ne seront pas levées dans les modèles de 2004.

Il s’agit tout d’abord de la question de l’échelle du maillage, particulièrement importante pour la modélisation des phénomènes biologiques. En effet, le maillage actuellement utilisé est de 500km x 500km, et le nombre d’écosystèmes de l’ordre d’une dizaine (12 dans le modèle Orchidée). Ceci est très simpliste comparé à la complexité de la biosphère, sur laquelle toute moyenne faite au-delà du kilomètre carré est largement erronée. L’augmentation de la puissance de calcul des ordinateurs permet de réduire petit à petit la taille des mailles, mais on se heurte alors à la complexité de la modélisation.

Il s’agit ensuite de la modélisation de la dynamique de l’océan austral, qui est une grande zone de mélange entre les eaux des différents océans. On dispose de très peu de mesures sur cet océan, notamment pour l’hiver. Il est donc difficile de vérifier que les modèles sont bien calés.

Enfin, il s’agit de la modélisation des nuages. La seule certitude actuelle est qu’il y aura dans le siècle à venir plus d’eau dans l’atmosphère, mais on n’est pour le moment pas capable de modéliser la forme que vont prendre les nuages, et par conséquent leur pouvoir absorbant ou réfléchissant.

IV. 4. c. Des modèles développés par d’autres organismes

Actuellement, seuls l’IPSL et le Hadley Centre proposent un modèle couplé du cycle du carbone et du changement climatique à l’échelle mondiale. Puisque leurs résultats diffèrent, il faudra que d’autres organismes créent leurs propres modèles pour essayer de déterminer quels résultats sont les plus probables. Cependant, développer de tels modèles nécessite des équipes pluridisciplinaires composées de météorologistes, de biologistes, de physiciens…, équipes qui ne sont pas faciles à réunir. Le Max-Planck-Institut en Allemagne, ainsi que des équipes américaines et australiennes, s’apprêtent à développer leurs propres modèles.

Par ailleurs, une prise de conscience internationale de la nécessité de développer la connaissance de ces rétroactions est en cours depuis quelques années. Ainsi, le « World Climate Research Programme », en partenariat avec Global Change et International Human Dimensions Programme, a-t-il mis en place en 2001 le groupe de travail « The Carbon Challenge Global Project», dont l’objectif est de centraliser et coordonner toutes les recherches couplant le cycle du carbone et le changement climatique, ainsi que d’attirer l’attention internationale sur ces questions.

Conclusion

Les modèles de couplage du cycle du carbone et du climat dont nous disposons actuellement reproduisent assez fidèlement les évolutions passées, mais leurs projections dans le futur, notamment au-delà de la projection à 50 ans, diffèrent. Cette incertitude est due à la complexité des phénomènes mis en jeu et aux multiples rétroactions qui interviennent. L’amélioration de la puissance de calcul seule ne suffira pas à résoudre l’incertitude actuelle. Il va aussi falloir explorer certains mécanismes encore imparfaitement simulés. En particulier, les interactions avec les cycles de l’azote et de l’eau (forme et pouvoir réfléchissant des nuages notamment) demandent à être étudiées finement.

Le carbone émis par les activités anthropiques se répartit actuellement pour moitié dans l’atmosphère, un quart dans la biosphère-lithosphère, et un quart dans l’océan. Les puits biosphériques et océaniques devraient rester de tailles comparables dans les cent ans à venir, tous les deux accusant un net ralentissement quand la concentration en CO₂ aura environ quadruplé.

Pour contenir le taux d’augmentation de la concentration en CO₂ dans l’atmosphère à un niveau de l’ordre de 1% par an, il faudra alors limiter les émissions à 40GtC/an.

Remerciements

Tous nos remerciements à Mr Jan Polcher (LMD) qui nous a guidées dans nos recherches et nous a ouvert de nombreuses pistes de réflexion. Nous tenons également à remercier Mrs Pierre Friedlingstein et Laurent Bopp (IPSL/LSCE) qui ont gentiment accepté de nous recevoir et de répondre à nos questions.

Bibliographie

Articles et ouvrages

(1) Betts R.A.(2000), « Offset of the potential carbon sink from boreal forestation by decreases in the albedo », Nature vol 408, 9 nov 2000

(2) Burton (1996), Feedback Effects of Soil Carbon Cycling in Northern Ecosystems, Carleton College, student paper,

http://www.acad.carleton.edu/curricular/GEOL/classes/geo258/sutdentswork/Burton.html

(3) Campbell N., Reece J. (2004), « Biologie », 2^ème édition, Editions De Boeck

(4) Ciais P., LSCE, Source et Puits, leur variabilité interannuelle, extrait de la lettre n°11 du Programme International Géosphère-Biosphère-Programme Mondial de Recherches sur le climat,

http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosclim/rechfran/4theme/sourcesetpuits.htm

(5) Cox et al (2000), “Acceleration of global warming due to carbon-cycle feedbacks in a coupled climate model”, Nature, vol 408, 9 nov 2000

(6) Dufresne et al (2001), « On the magnitude of the positive feedback between futur climate change and the carbon cycle »

(7) Friedlingstein et al (2001), « Positive feedback between future climate change and the carbon cycle », Geophysical Research Letters, vol 28, n°8, p.1543-1546, april 15, 2001

(8) Friedlingstein, Dufresne, Cox et Rayner (2002) « How positive is the feedback between climate change and the carbon cycle ? »

(9) Friedlingstein, « Climate System and Carbon Cycle Feedback »

(10) Gordon, C. et al. The simulation of SST, sea ice extents and ocean heat transports in a version of the Hadley centre coupled model without flux adjustments. Clim. Dyn. 16, 147-168 (2000)

(11) Jones C. and Cox P. (2002), « Constraints on the temperature sensitivity of global soil respiration from the observed interannual variability in atmospheric CO₂», Atmospheric Science Letters

(12) Krinner et al (2003), « A dynamic global vegetation model for studies of the coupled atmosphere-biosphere system »,

http://www.lmd.jussieu.fr/Climat/couplage/ipsl_ccm2/index.html

(13) Schimel et al (2001), « Recent Patterns and Mechanisms of Carbon Exchange by Terrestrial Ecosystems », Nature, vol 414, 8 novembre 2001

www.gcte.org/schimeletal2001Patterns.pdf

(14) (2001), « Climate change, The Scientific Basics »

Sites Internet

(15) www.lmd.jussieu.fr/climat/couplage/co2_work/l_igbp_2000

(16) www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s3/cycle.carbone.html

(17) « The Carbon Cycle », NASA, Earth Observatory
http://earthobservatory.nasa.gov/cgi-bin/texis/webinator/printall?/Library/CarbonCycle/carbon_cycle.html

(18) www.hamburger-bildungsserver.de

(19) www.uni-koblenz.de

(20) europe.eu.int

(21) www.ifm.uni-kiel.de

(22) www.climate.unibe.ch

(23) www.awi-potsdam.de

(24) www.palaeo.de

(25) kosmos.agu.org

(26) http://perc.ca

(27) www.mmu.ac.uk ARIC- Manchester Metropolitan University

[1] En effet, toutes les composantes de la lithosphère ne participent pas de façon aussi active à ce couplage. Seules les couches superficielles de la lithosphère jouent un rôle important à l’échelle temporelle qui nous intéresse (la dizaine d’années).

La majorité du carbone de la lithosphère est stockée dans les roches sédimentaires, sous forme de calcaire (CaCO₃) et de dolomies CaMg(CO₃)₂. C’est le plus important stock sur Terre ; il représente environ 55 millions de GtC, soit environ 70 000 fois le stock atmosphérique. Le temps de résidence du carbone dans la lithosphère profonde est particulièrement long : environ 200 millions d’années, ce qui fait donc de la lithosphère profonde le réservoir le plus stable. Les interactions entre la lithosphère profonde et l’atmosphère se font donc essentiellement à l’échelle des temps géologiques.

Le remplissage du réservoir de carbone que constitue la lithosphère s’est effectué progressivement au cours des millénaires, avec une nette accélération lors de l’explosion de la vie au métazoaire (600 millions d’années) et de l’avènement de la grande forêt (360 millions d’années).

[2] sol minéral brut à l’horizon gelé en permanence à une certaine profondeur et formé de débris de roches dures plus ou moins broyées par l’érosion glaciaire, en mélange avec de la glace (Larousse)

[3] formation végétale discontinue, essentiellement composée de mousses et de lichens, qui se développe sur le permafrost.

[4] Richard A. Betts, Offset of the potential carbon sink from boreal forestation by decreases in the albedo, Nature vol 408, 9 nov 2000

Le fonctionnement de la pompe biologique

La pompe organique

IV. 3. a. Mise au point du modèle.

Sensibilité du cycle du carbone à la concentration en CO2 atmosphérique

Sensibilité de l’océan à la concentration en CO2

Sensibilité des continents au changement climatique

Conclusion

Sensibilité du cycle du carbone à la concentration en CO₂ atmosphérique

Sensibilité de l’océan à la concentration en CO₂