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Informations scientifiques - Actualisation des connaissances

L'impact de la biosphère actuelle sur le cycle du carbone (d'après Pierre Thomas)

Les échanges de carbone entre l'atmosphère et la biosphère mettent en jeu les mécanismes de la photosynthèse, de la respiration et de la fermentation. L'impact de la photosynthèse et de la respiration sur l'atmosphère sont identifiables à différents niveaux : au niveau de l'organisme, au niveau de l'écosystème et au niveau planétaire

Les équations simplifiées de la photosynthèse et de la respiration et leurs enseignements

Equation de la photosynthèse tenant compte du mécanisme réactionnel

6 CO2 + 12 H2O =====> C6(H20)6 + 6H2O +6 O2

Première simplification valable au niveau du bilan de masse (mais fausse du point de vue du mécanisme)

6 CO2 + 6 H2O =====> C6(H20)6 + 6 O2

Deuxième simplification ne prenant en compte que le bilan de masse

CO2 =====> C + O2
44g =======12+32g

Equation de la respiration tenant compte du mécanisme réactionnel
C6(H20)6 + 6 O2 ====> 6 CO2 + 6 H2O

Si on simplifie les H20

C + O2 ==> CO2
12 + 32 ===44g

Parmi la matière organique qui est produite par le végétal lors de la photosynthèse, une partie est oxydée au cours de la respiration, l'autre partie participe à la croissance du végétal, pour l'essentiel, cette deuxième partie est riche en cellulose et en lignine... Lorsque la matière organique est "respirée", elle consomme une partie du dioxygène produit lors de la photosynthèse. Donc, lorsque le végétal respire, il consomme du dioxygène. Lorsque le végétal est en croissance, c'est le cas d'une forêt jeune, le stockage de la matière organique permet au dioxygène de s'accumuler. Lorsque la croissance est terminée, c'est le cas d'une forêt âgée, le stockage de la matière organique cesse et avec elle, l'accumulation de dioxygène cesse. De plus, à la mort du végétal, les tissus sont métabolisés par les champignons, les bactéries et la microfaune du sol. A la fin de la décomposition du végétal, tout le dioxygène libéré au cours de la vie du végétal aura été réutilisé.

 

La décomposition est effectuée par les microorganismes présents dans les couches superficielles des sols. Elle consiste soit en une fermentation anaérobie soit en une décomposition aérobie, la respiration. Ces deux mécanismes produisent du CO2. La fermentation anaérobie, favorisée dans les sols gorgés d'eau, produit en plus du CO2 du méthane, gaz à fort effet de serre.

 

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 des concentration en CO2 dans l'atmosphère, produisent en moyenne un bilan nul. Globalement, la biosphère ne stocke plus de carbone supplémentaire et ne produit plus de dioxygène supplémentaire contrairement aux évènements du passé, au carbonifère par exemple.

 

Lorsqu'un écosystème forestier brûle, la minéralisation de la matière organique dûe à la combustion correspond à la même équation bilan que la respiration. Lors d'un incendie, tout le dioxygène qui aura été produit par le végétal au cours de sa vie sera réutilisé.

 

Une forêt en équilibre, c'est-à-dire un écosystème dont la biomasse reste stable, où il y a autant d'arbres qui naissent et poussent que d'arbres qui meurent, ne libère pas de dioxygène. L'Amazonie ne produit pas de dioxygène directement. Elle en produit toutefois un peu chaque fois que de la matière échappe à la respiration. Cette matière échappe au métabolisme lorsqu'elle est emportée à la mer par le fleuve Amazone (arbre flottant ...), elle peut se sédimenter dans son delta et être préservée de l'oxydation par de l'argile ou d'autres sédiments. Dans ce cas seulement, de l'O2 s'accumule dans l'atmosphère. Ainsi, les sites qui sont indirectement responsables de la production d'O2, ce sont les bassins sédimentaires et autres marges piégeant beaucoup de matière organique (d'origine terrestre ou marine) dans des sédiments.

 

Puisqu'il y a continuellement sédimentation de matière organique, la teneur en O2 devrait augmenter, mais cette situation ne s'observe pas. Il existe en effet des sites géologiques qui consomment une quantité équivalente d'O2 : les chaînes de montagnes (l'érosion met à jour de la matière organique et des ions Fe++ qui s'oxydent...) et les dorsales.

 

Le dioxygène de l'atmosphère ne peut correspondre qu'à de la biomasse produite mais non encore métabolisée. La biomasse totale représentant environ 3000 Gt de carbone, l'atmosphère devrait contenir 32/12 de 3000 Gt d'O2 soit 8000 Gt d'O2. Or l'atmosphère contient 1000 000 Gt d'O2 , soit 125 fois plus que les 8000 théoriques attendus. Sur tout l'O2 que contient l'atmosphère, 1/125ième vient de la biosphère actuelle (forêts et autres écosystèmes) et 124/125ième (la quasi totalité) vient d'ailleurs.

D'où viennent les 1 000 000 Gt de dioxygène atmosphérique actuel?

L'O2 atmosphérique est en fait la contrepartie de la matière organique non "respirée" et non métabolisée. Le seul processus qui empêche cette métabolisation de la matière organique, c'est la fossilisation sous forme de kérogène, de matière organique, de charbon, de pétrole... A chaque fois qu'il se synthétise de la matière organique contenant 12 g de carbone et que cette matière organique se fossilise, les 32 g d'O2 libérés lors de la photosynthèse qui a produit cette matière organique s'accumulent dans l'atmosphère.

 

Nous respirons donc un O2 libéré par des végétaux anciens (par exemple au carbonifère, la matière organique s'est accumulée sous forme de lignite) devenue matière organique fossile. S'il n'y avait pas eu de piègeages sédimentaires du carbone, la vie n'aurait pas fait du dioxygène atmosphérique.

La place de la biosphère dans le cycle du carbone

On propose un cycle du carbone simplifié dans lequel on distingue deux réservoirs:

  • Le premier réservoir "Atmosphère-Océan" : globalement, le CO2 atmosphérique se dissout dans l'eau froide (flux estimé à 100 Gt C/an), le CO2 océanique des océans chauds est relâché dans l'atmosphère (100 Gt C/an). Ce réservoir correspond au carbone mobile.
  • Le deuxième réservoir correspond à la biosphère. Il regroupe les plantes marines et terrestres. Les flux de carbone entre ces deux réservoirs sont très importants : ils sont estimés entre 100 et 150 Gt C/an. Ce carbone "tourne" très vite. Le temps de résidence dans la biosphère est de 20 à 30 ans.

modelePT1.jpg

Le stockage dans la biosphère est provisoire. Le carbone séquestré est en permanence remplacé à une vitesse correspondant au temps de vie de la végétation. Une partie du carbone biosphérique se retrouve dans le sol. On estime à environ 250 GtC la quantité stockée dans la matière en décomposition superficielle, la litière. La quantité de carbone séquestrée dans la lithosphère superficielle (moins d'un mètre de profondeur) est estimée entre 1200 et 1600 Gt C. D'où le modèle proposé ci-dessous qui fait apparaître le réservoir "SOL", comme ci-dessous :

modelePT2.jpg

 

La quantité de carbone organique contenue dans les sols est évaluée à 1500 Gt de C, soit environ deux fois plus que dans l'atmosphère, et trois fois plus que dans la végétation terrestre. Une augmentation du stock de carbone organique des sols, même très limitée en valeur relative, obtenue par une réduction de la vitesse de minéralisation, peut mettre en jeu des quantités de carbone très importantes par rapport aux flux nets annuels d'échange avec l'atmosphère.
 
Le sol peut-il servir de stockage du carbone?
 

Réduire les émissions de CO2 peut représenter une politique durable pour lutter contre l'effet de serre.

 

Une alternative consiste à accroître le rôle de "puits" temporaire que joue la végétation en captant le CO2 par le processus de photosynthèse pour constituer la biomasse. Il s'agit tout d'abord d'accroître la production ligneuse, la durée de vie du bois et de ses produits de transformation. Toutefois, le stockage du carbone dans la biosphère n’est que provisoire, le carbone doit être en permanence remplacé à une vitesse correspondant au temps de vie de la végétation.

 

On peut chercher à favoriser le stockage dans le sol sachant qu'on estime à environ 250 Gt de C la quantité de carbone stockée dans la matière en décomposition au niveau de la litière superficielle et à 1200 à 1600 Gt de C la quantité stockée dans la lithosphère superficielle (moins de 1m de profondeur). Certes les quantités de carbone stockées au m2 dans les sols varient fortement d'une région à l'autre (facteurs climatiques) : aux hautes latitudes de l’hémisphère Nord la quantité stockée est plus grande que celle stockée dans les sols des zones tropicales (Eurasie et Amérique du Nord : 32 à 39 gC/m2/an - zones tropicales (<30° de latitude) : 5 gC/m2/an). Les différences peuvent s'expliquer par une activité microbienne moins intense là où il fait froid. du fait de températures en moyenne plus basses aux hautes latitudes. Les quantités stockées dans les sols gelés du permafrost représentent entre un quart voire un tiers du carbone du sol soit 350 à 450 Gt de C. Le dégel du permafrost observé dans de nombreuses régions de Sibérie et du Canada représente une menace pour le climat de la planète. On peut donc chercher à favoriser l'accumulation à long teme des matières organiques dans les sols. Pour ce faire, de nouvelles pratiques agricoles visent à diminuer l'oxydation de cette matière organique ce qui peut être obtenu en limitant les labours, en recyclant les déchets végétaux, en limitant la pratique des brûlis.

 
Un cas particulier : le permafrost.
 

On appelle permafrost tout sol gelé pendant deux années consécutives. Dans l'hémisphère Nord, le permafrost repréente environ un quart des terres émergées. Ces terrains glacés jouent le rôle de puits de carbone puisque les plantes qui y poussent emmegasinent plus de CO2 que n'en relâche la matière morte, par décomposition. Ainsi, on estime à 350 à 450 Gt de C la quantité de carbone séquestrée dans les sols gelés. Ainsi par exemple, on estime à 70 Gt de C la quantité séquestrée dans les tourbières sibériennes. La fonte du permafrost favorise la libération de gaz à effet de serre, le CO2 mais aussi du méthane dans les sols gorgés d'eau, ce qui pourrait constituer une énorme rétraction positive au réchauffement global (les émissions anthropiques de CO2 augmentent l'effet de serre, la température globale de la planète augmente, le permafrost dégèle libérant du CO2 ce qui augmente localement l'effet de serre, la température augmente, la couverture neigeuse régresse, l'albédo diminue etc.) .

 

Approfondissement :


Le couplage avec le changement climatique :
 

De nombreux facteurs environnementaux influencent fortement le métabolisme des végétaux chlorophylliens : la température, le cycle de l'eau (les précipitations et l’évaporation sont à l'origine de stress hydrique), l’ensoleillement et naturellement les concentrations en CO2 dans l’atmosphère.

 

La hausse des températures a pour conséquence une augmentation de la vitesse des réactions métaboliques comme la photosynthèse sous réserve qu'il n'y ait pas un autre facteur limitant comme un déficit hydrique par exemple. Les scénarii 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 facteur 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 prévoir le comportement de la biosphère. Plusieurs scénarii sont envisageables :

  • Soit une diminution de la production de matière organique par baisse du diamètre d’ouverture des stomates et baisse de l’activité photosynthétique,
  • Soit la faible quantité d’eau disponible pourra être compensée par la plus grande concentration en CO2 atmosphérique. Ainsi, dans un milieu plus aride, la plante pourrait diminuer ses pertes en eau tout en continuant à intégrer la même quantité de carbone.
  • Soit une modification des écosystèmes, se traduisant par un changement d’occupation des sols. On pourrait assister à des remplacements d'espèces, les plantes dites en C4 pouvant céder leur place à des plantes en C3. Dans ce cas, la photosynthèse totale pourrait augmenter.

L&rsquorsquo;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. L'augmentation de la concentration en CO2 aura un effet fertilisant sur la biosphère sous réserve qu'il n'y ait pas intervention d'autres facteurs limitants.