Texte extrait de :
INSU, 30 ans de recherches en sciences de l'Univers, 1967 - 1997

1- Augmentation du CO2 à l’ère industrielle.

2-Reconstruction des flux de CO2 pour la période 1985-1995.

Dès 1896, le chercheur suédois Arrhénius avait prédit une augmentation de la teneur atmosphérique en dioxyde de carbone (CO2), suite aux combustions du bois et des énergies fossiles (charbon, pétrole et gaz). Toutefois, il fallut attendre plus de soixante ans, avec l’installation d’un suivi permanent à l’Ile de Hawaii, pour mettre en évidence l’augmentation systématique du CO2. Dans les années 1980, la mise au point de la mesure du CO2 des bulles d’air de la glace au Lgge (Grenoble) ouvrit la voie à une reconstitution fine du dernier millénaire. Il apparaît ainsi qu’avant le XIXème siècle, le CO2 atmosphérique était stable à 3% près, oscillant autour d’une teneur en volume de 0,028 %, soit 280 parties par million (ppmv) correspondant à une masse de 600 milliards de tonnes de carbone (GtC). Depuis le début de l’ère industrielle vers 1800, et surtout depuis 1950, un net accroissement du CO2 atmosphérique est constaté, atteignant une valeur supérieure à 360 ppmv en 1995, et un taux d’accroissement de l’ordre de 0,5 % par an.

Cette corrélation entre activité humaine et CO2 n’est par fortuite. En effet, il est estimé que la combustion des énergies fossiles et la déforestation ont relargué au total quelques 350 GtC dans l’atmosphère depuis 1800. Le CO2 étant une molécule stable dans l’atmosphère, une telle quantité aurait dû conduire à des concentrations atmosphériques en CO2 de l’ordre de 450 ppmv à la fin du XXème siècle. Or, il n’en est rien puisque l’augmentation observée en 1995 n’est que de 29%, au lieu de 60%. Ceci indique que : l’augmentation du CO2 atmosphérique est d’origine anthropique et que les réservoirs naturels (océan et biosphère continentale) ont réabsorbés près de la moitié des rejets anthropiques. Ces conclusions, à l’échelle du siècle, restent vrai à l’échelle décennale ; la figure 1 l’illustre pour la décennie 1980-90.

Ainsi, le cycle du carbone est fortement perturbé par les activités humaines ; l’augmentation du CO2 atmosphérique représentant la partie émergée de l’iceberg “carbone”. Cette perturbation du CO2 se propage à la fois au climat terrestre à travers l’effet de serre du CO2, à la biomasse en tant qu’élément constitutif de toutes les molécules organiques, et à la géochimie marine par acidification des eaux de surface. Une stabilisation du CO2 atmosphérique nécessitera en premier lieu une diminution des rejets anthropiques ; par contre, l’évolution de la capacité de stockage des systèmes naturels reste encore très mal connue. En particulier, le stockage du CO2 par la biosphère terrestre est beaucoup plus précaire que par les océans. En effet les temps de stockage dans la végétation ou les sols sont courts, quelques années à quelques décennies, tandis que les constantes de temps océaniques peuvent dépasser plusieurs siècles.

D’où la nécessité d’appréhender les mécanismes de base régulant les rejets massifs de CO2, et surtout de connaître l’état transitoire dans lequel est le cycle du carbone. Dans ce but, deux approches complémentaires ont été développées ces deux dernières décennies :
- une approche expérimentale cherchant à déterminer les flux de CO2 échangés entre la surface du globe et l’atmosphère ;
- une approche prédictive du cycle du carbone dans les réservoirs océaniques et continentaux (végétation et sols).
Cette dernière approche vise à reconstruire l’évolution du cycle au cours des deux derniers siècles, puis à prévoir l’évolution future du CO2 pour un scénario donné de rejets anthropiques.

Le réservoir atmosphérique, intégrateur des flux de CO2
Les masses d’air, au cours de leur déplacement, intègrent les flux hétérogènes de CO2. Une source de CO2 se traduit par une augmentation de la concentration atmosphérique en CO2, inversement un puits de CO2 par une diminution. L’atmosphère, réservoir intégrateur, est donc l’observatoire privilégié des flux échangés en surface. Toutefois, cette correspondance, entre flux de CO2 et variations de la concentration atmosphérique, est fortement découplée suite aux mélanges rapides des masses d’air. Schématiquement, les variations rapides (qq. heures à qq. jours) sont représentatives d’une échelle locale ou régionale (qq. km à 1000 km), tandis que les variations saisonnières ou interannuelles ne fournissent qu’une information à grande échelle (> 1000 km), voire hémisphérique. Ainsi une seule station atmosphérique, fonctionnant sur plusieurs décennies comme Mauna-Loa à Hawaï, permet d’établir combien les réservoirs naturels (océan et biomasse) absorbent, mais malheureusement pas d’identifier où.

Pour aller plus loin, il est nécessaire de développer un réseau mondial de surveillance du CO2. Dans les années 1980, le réseau s’est appuyé sur un ensemble de stations marines, peu affectées par les fortes pollutions continentales, permettant de suivre l’évolution du CO2 du Nord au Sud. Dans ce cadre l’Insu gère deux Observatoires : la station de Mace Head en Irlande et la station de l’île d’Amsterdam dans l’océan Indien Sud. Il est apparu alors que l’hémisphère Nord était enrichi en CO2 relativement à l’hémisphère Sud, en cohérence avec les émissions essentiellement boréales. Toutefois le gradient observé, de l’ordre de 3 ppmv, est sensiblement plus faible que celui estimé par les modèles de transport atmosphérique, qui prennent en compte les lieux des sources anthropiques et le mélange des masses d’air. Cette différence est capitale : elle implique qu’une part substantielle des rejets de CO2 est réabsorbée dans l’hémisphère Nord. Afin de séparer le rôle de la biomasse continentale de celui de l’océan, des traceurs biogéniques, tels l’oxygène ou le rapport isotopique ¹³C/¹²C du CO2, ont été récemment utilisés. Ces études indiquent que dans les années 1990-94 près du tiers des 6 GtC émis par an aurait été réabsorbé par la végétation terrestre et les sols, et ce notamment aux moyennes latitudes Nord.

Pourtant de nombreuses incertitudes subsistent quant à la permanence de ce puits boréal. Est-il localisé dans les forêts sibériennes ou canadiennes ? Est-il d’ailleurs toujours boréal ? Quelles sont les erreurs associées aux traceurs biogéniques, au transport atmosphérique ? La variabilité interannuelle ne masque-t-elle pas les tendances à long-terme ? Pour relever ces défis deux axes principaux sont actuellement développés : l la densification du réseau mondiale (CO2 et isotopes, oxygène) dans le sens Est-Ouest, notamment au dessus des continents, et l’extension des mesures en altitude pour s’affranchir du “ bruit ” près du sol ; l le développement de modèles atmosphériques prenant en compte la dynamique de la couche limite atmosphérique dans les transferts de CO2 de la surface vers la troposphère libre et l’évaluation de ces modèles par des traceurs indépendants (SF6, Radon).
La figure 2 présente une reconstruction des flux de CO2 pour la période 1985-1995. Deux scénarios sont représentés, le premier (a) provenant des estimations de modèles océanique et biosphérique (voir ci-dessous), le second (b) réestimé après la prise en compte (assimilation) des données atmosphériques (CO2 et ¹³C/¹²C). Bien que des divergences importantes subsistent entre ces deux approches, on notera que la plupart des grandes structures sont en cohérence.
A moyen-terme, il sera nécessaire d’effectuer un bilan régional de plus en plus fin du CO2, tant pour diagnostiquer la dynamique des flux échangés avec l’océan ou la biosphère continentale, que pour contrôler les émissions dans un contexte de stabilisation du CO2. Dans cette perspective, la télédétection du CO2 par satellite, calibrée par un réseau au sol et aéroporté, devrait apporter une information essentielle.
Enfin, au delà de la simple estimation des flux actuels de CO2 en surface, il est nécessaire aussi d’estimer les lieux de stockage du carbone en excès, afin de déterminer s’il est durable ou simplement transitoire. Pour cela, il est nécessaire de comprendre l’évolution et le devenir du cycle du carbone dans les océans et la biomasse continentale (végétation et sols).

L’océan, lieu de stockage du CO2 anthropique
Le système océanique contient près de 60 fois plus de carbone que le réservoir atmosphérique. Schématiquement la distribution du carbone est contrôlée par deux “pompes” : la pompe de solubilité, régie par l’équilibre thermodynamique du CO2 à l’interface air-mer ; et la pompe biologique, régie par l’activité de la biomasse marine. A l’époque pré-industrielle, les sources équatoriales de CO2, dues au réchauffement des masses d’eau et à la remontée d’eau profonde riche en carbonates, étaient grossièrement compensées par les puits aux moyennes et hautes latitudes (refroidissement et activité biologique). Depuis deux siècles, ce pseudo-équilibre a été profondément affecté par l’augmentation brutale du CO2 atmosphérique.

Tout d’abord, la pompe de solubilité est perturbée par l’excès de CO2 atmosphérique qui se dissout dans les eaux de surface. Toutefois, la capacité de dilution océanique, a priori dans un rapport de 1 à 60, est fortement limitée par les deux processus suivant :

Le premier est chimique
Le CO2 dissout réagit avec l’eau pour donner de l’acide carbonique (H2CO3), lui-même en équilibre acido-basique avec le carbonate (CO3^{- -}) et le bicarbonate (HCO3^-), or cette dernière forme représente près de 95% du carbone océanique. Pratiquement, une augmentation de 10% du CO2 atmosphérique, accompagnée d’une dissolution et d’une acidification, conduit seulement à une augmentation de 1% du bicarbonate. Ainsi, la capacité potentielle de dilution de l’océan global vis-à-vis d’une perturbation atmosphérique est ramenée dans un rapport de 1 à 6.

Le deuxième est dynamique
Les eaux de surface sont en contact rapide, de l’ordre de l’année, avec l’atmosphère. Or elles ne représentent qu’à peine 2% de la masse océanique, conduisant à une capacité de dilution négligeable (1 à 0,1). De fait, seul le mélange avec les eaux de sub-surface, intermédiaire ou profonde est efficace ; par contre il est lent, quelques dizaines d’années à quelques siècles. En deux mots, l’océan profond peu stocker du carbone, mais il est difficilement accessible.

Quant à la pompe biologique, il a souvent été assumé que l’augmentation de CO2 atmosphérique ne la perturbait pas ; le carbone n’étant pas a priori un nutritif limitant. Ceci implique un rôle négligeable sur le CO2 atmosphérique, à l’instar d’une forêt primitive qui fixerait chaque année autant de carbone qu’elle en relarguerait suite à la décomposition de ses feuilles, troncs et racines. Toutefois, des études récentes indiquent qu’une double déstabilisation de la biologie marine serait à l’oeuvre :
- l’augmentation de CO2 dissout agit sur la photosynthèse et sur l’utilisation des nutritifs limitant (N et P) ;

- un changement du climat, et donc de circulation océanique, pourrait perturber notablement les champs de nutritifs et de carbonates.
Afin de quantifier les processus décrits ci-dessus, la communauté scientifique développe des modèles globaux, régionaux ou locaux du cycle du carbone océanique, intégrant à la fois le cycle naturel et la perturbation anthropique. La représentation de la circulation océanique en est la clé de voûte. A l’échelle globale, il est estimé que 2±0.8 GtC/an seraient absorbées par les océans en 1990 (Giec). Une intercomparaison, en cours, des modèles globaux de carbone océanique (Ocmip, coordonné par le Cfr-Lmce) indique que l’océan austral est le principal puits de CO2 anthropique ; toutefois les processus de formation d’eau intermédiaire et profonde restent très mal contraints dans cette zone. La validation de tels modèles met en oeuvre des traceurs indépendants de la circulation (14CO2, CFCs, 39Ar, 3He), ainsi que les distributions de traceurs biogéniques (C, N, P, O2).
En particulier, il sera fondamental de valider les modèles en des sites de réference où des campagnes intensives océanographiques ont été effectuées dans le cadre du programme Jgofs-France : Eumeli (Atlantique tropical), Dyphamed/Dynaproc (Méditerranée occidentale), Epope (Pacifique) et Antares/Kerfix (Océan austral). Il sera ainsi nécessaire, dans les régions froides, de tenir compte du rôle limitant de la silice, comme l’ont montré les études effectuées à l’Ubo à Brest. Enfin, il est aussi crucial de suivre l’évolution temporelle du système. C’est pourquoi, l’Insu participe activement au développement d’un réseau d’observation océanique en des stations fixes (Dyphamed/Méditerranée, Kerfix /Austral) ou à bord de bouées ou Yoyo instrumentés.
A moyen terme, le développement d’outils d’assimilation (Grgs/Mouette à Toulouse) des nouvelles données satellitaires en altimétrie et en chlorophylle (Lpcm) dans les modèles globaux, ainsi que la prise en compte de l’effet des tourbillons (Lodyc, Grgs/Mouette), doivent permettre un bond en avant dans la quantification régionale du cycle du carbone océanique.

La biosphère continentale, milieu hétérogène et perturbé
Au contraire de l’océan, la végétation continentale et les sols ne contiennent que 3 fois plus de carbone que l’atmosphère. C’est un milieu extrêmement perturbé par l’homme, en raison de l’utilisation des sols (déforestation, reforestation, contrôle des feux, etc.), et de l’augmentation du CO2 atmosphérique et des retombées azotées, conduisant à une double fertilisation de la biosphère terrestre. De plus, la biomasse continentale est directement influencée par les variations climatiques (température, précipitations). Enfin, ses constantes de temps rapides (qq. années à qq. décennies), sa diversité et son hétérogénéité en font le réservoir de carbone actuellement le plus méconnu, mais non le moindre. En effet, les études atmosphériques (cf ci-dessus) indiquent que, malgré une déforestation autour de la GtC/an, la biomasse pourrait être soit à l’équilibre, soit même un puits de carbone comparable à l’océan.
Le début des années 1990 a vu ainsi l’émergence de modèles globaux du carbone intégrant peu ou prou les mécanismes évoqués ci-dessus. C’est le cas du modèle français Stomate (Lmce-Cesbio-Université Orsay), en cours de développement et axé sur le couplage avec le climat. Il indique que la forte variabilité interannuelle du CO2, au cours des années 1980/90, est liée à la variabilité du climat, et notamment à son impact sur la biosphère tropicale (El Niño). Pour couvrir l’échelle décennale, il est désormais nécessaire d’intégrer les processus de répartition des assimilats (C, N) dans la végétation, et de leur reminéralisation dans le sol. A l’échelle du siècle, il sera nécessaire de prendre en compte la dynamique des biomes, et la compétition des espèces. Enfin la validation des modèles biosphériques s’avère délicate, et nécessite l’utilisation des données satellitaires et de données au sol. La notion d’observatoire biosphérique est en cours. Elle reste pourtant difficile à établir, en particulier il s’agit d’être représentatif d’une région entière et de détecter un signal à long terme, et non un signal transitoire.

Quel CO2 pour le XXI ème siècle ?
L’évolution du CO2 aux prochains siècles sera déterminée essentiellement par la politique énergétique mondiale. Les estimations effectuées par le Giec indiquent que si l’économie mondiale évolue sans contrôle, un doublement (560 ppmv) du CO2 pourrait être atteint vers 2060, un triplement (840 ppmv) vers 2130. Toutefois, à cet horizon, les incertitudes associées à la réponse des milieux naturels sont non négligeables (100 ppmv pour les océans, 200 ppmv pour la biomasse continentale). A contrario, si un accord international est établi pour stabiliser la concentration de CO2, il sera nécessaire d’établir précisément le rôle de l’océan et de la biomasse pour en déduire le taux de rejets acceptable. Ceci sera d’autant plus critique que le contrôle des émissions s’effectuera pays par pays. Concrètement, une stabilisation du CO2 à la valeur de 450 ppmv nécessitera une stabilisation importante des rejets dès 2000-2010 de la part des pays occidentaux, et vers 2030-2040 pour les pays en émergence (Asie, Amérique du Sud). Finalement, il est important de souligner que l’impact de l’homme sur le cycle du carbone ne se mesurera pas seulement en terme de CO2 et de climat, mais aussi en terme de perturbation des écosystèmes continentaux et marins. Enfin, il faut mentionner que le cycle du carbone dont-il a été question ici, n’est en fait qu’une partie du cycle réel du carbone de l’ensemble de la Terre. Une fraction de cet élément est en effet stocké dans les roches de la croûte et du manteau sous forme de carbonates. Il est recyclé dans l’atmosphère par les éruptions volcaniques qui sont aussi une source de CO2.