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L'impact de la biosphère actuelle sur le cycle du carbone

On recherche à établir les preuves des échanges de carbone entre l'atmosphère et la biosphère à différents niveaux : au niveau de la planète, au niveau des écosystèmes et au niveau des organismes. On propose d'exploiter des données de terrain (à partir des banques de données internationales WCDGG et Fluxnet) et des données acquises au laboratoire (expérimentation assistée par ordinateur). 

Les preuves des échanges entre l'atmosphère et la biosphère existent au niveau planétaire

Les plus anciennes mesures directes de la concentration atmosphérique en CO2 ont été effectuées par Charles Keeling sur la grande Ile
d'Hawaï depuis 1958.

Lien vers la banque de données

Depuis 1958, la teneur atmosphérique en CO2 est passée de 315 ppmv à 360 ppmv en 1995. Cette augmentation de la concentration en CO2 atmosphérique peut être attribuée aux activités humaines (c'est la montée anthropique).

Dans le même temps, ces mesures montrent des variations cycliques de la teneur en CO2 : une augmentation durant la période "printemps-été" et une baisse durant la période "automne-hiver", les saisons étant celles de l'hémisphère Nord. L'hémisphère Nord contrôle le phénomène ce qui peut s'expliquer par une surface continentale supérieure dans cet hémisphère, la surface océanique dominant dans l'hémisphère Sud. L'impact de la biosphère terrestre l'emporte sur celui de la biosphère marine.

On attribue ces variations cycliques de la teneur en CO2 à l'activité de la biosphère terrestre de l'hémisphère Nord. A l'échelle mondiale lorsque la photosynthèse l'emporte sur la respiration (la période "printemps-été"), la concentration en CO2 diminue. Réciproquement, la concentration en CO2 augmente durant la période "automne-hiver" lorsque la respiration l'emporte sur la photosynthèse.

Les mécanismes de la respiration et de la photosynthèse sont ainsi responsables des flux importants 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 CO2 dans 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 est important 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.

Ainsi, photosynthèse et respiration laissent leurs empreintes au niveau planétaire

Les preuves des échanges entre l'atmosphère et la biosphère existent au niveau de chaque écosystème :

Les stations d'écophysiologie qui sont implantées sur de nombreux continents (Stations FLUXNET) montrent que la biosphère terrestre modifie localement et cycliquement la teneur en CO2 de l'atmosphère. En consultant la banque de données du réseau Amériflux : vous trouverez des données graphiques concernant divers écosystèmes et qui illustrent les échanges entre l'atmosphère et la biosphère.

Nous retenons ici un exemple : les mesures effectuées au niveau de la hêtraie de Sarrebourg (France).

Lien vers la banque de données Euroflux Durant le printemps et le début de l'été, l'écosystème hêtraie consomme du CO2, la photosynthèse domine la respiration, durant l'automne, le phénomène s'inverse, la respiration domine la photosynthèse.

La hêtraie de Sarrebourg est un écosystème en équilibre : en hiver (décembre, janvier, février) , il fait tellement froid que le métabolisme est presque nul. Au début du printemps (en mars), les bourgeons ne sont pas encore éclos, mais dans le sol, les champignons, les bactéries etc. commencent à respirer. L'écosystème produit du CO2 et consomme du O2. En avril, le "sol repire" de plus en plus car il fait de plus en plus chaud. La photosynthèse augmente également et domine largement la respiration. L'écosystème consomme du CO2 et produit du O2. En mai et en juin, la photosynthèse des arbres domine largement la respiration du sol. En juillet et en août, il fait extrêmement chaud, la photosynthèse diminue. Certains jours, il y a à peu près équilibre entre la photosynthèse et la respiration. En automne (septembre, octobre et novembre), la photosynthèse diminue et la respiration du sol est encore importante.

Ainsi, photosynthèse et respiration laissent leurs empreintes au niveau de l'écosystème.

Les preuves des échanges entre l'atmosphère et la biosphère existent au niveau de l'organisme

Les échanges gazeux entre le végétal et son milieu peuvent étudiés au laboratoire. Des études conduites avec le matériel EXAO permettent d'identifier les flux de CO2 et de d'O2, d'évaluer l'importance relative des deux phénomènes respiration et photosynthèse et de relever les facteurs influençant les échanges (température, pCO2, nature du végétal, ...). Les vitesses de réaction augmentent généralement avec la température.

On pourra remarquer que 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. Le puits litho-biosphérique effectue un stockage important dans les sols gelés de type permafrost.

L'exploitation des résultats est classique : elle permet de mesurer le flux entrant et le flux sortant de CO2 en fonction des facteurs du milieu. Cette étude permet de mesurer l'intensité de la photosynthèse apparente estimée en micromoles/litre, l'intensité de la respiration et d'en déduire l'intensité de la photosynthèse nette. On pourra rechercher le devenir du carbone fixé par la plante et identifier la matière organique. On pourra suivre le devenir de cette matière organique dans le sol. On montrera que la matière organique se décompose dans le sol (fragmentation mécanique et transformation chimique) mettant en jeu la microflore et la microfaune du sol.

Ces activités "paillasse" permettent de montrer que le CO₂ atmosphérique circule normalement entre les deux compartiments, l'atmosphère et la biosphère. Cette circulation correspond à deux flux : la respiration d'une part, la photosynthèse d'autre part. 

Ainsi il existe des preuves de l'existence d'échanges de carbone entre l'atmosphère et la biosphère. L'impact de la photosynthèse et l'impact 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. 

La place de la photosynthèse et de la respiration dans le cycle du carbone

Equations simplifiées de la photosynthèse et de la respiration

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 qui ne peut pas s'accumuler. 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 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 deux 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 3000Gt de carbone, l'atmosphère devrait contenir 32/12 de 3000Gt d'O2 soit 8000Gt 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 métabilisation 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 pièges sédimentaires, la vie n'aurait pas fait du dioxygène atmosphérique.

La place de la biosphère dans le cycle du carbone

Pierre Thomas propose un cycle du carbone simplifié dans lequel il distingue deux réservoirs:

• Le premier réservoir "Atmosphère-Océan" : globalement, le CO2 atmosphérique se dissout dans l'eau froide (flux estimé à 100 GtC/an), le CO2 océanique des océans chauds est relâché dans l'atmosphère (100GtC/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 GtC/an. Ce carbone "tourne" très vite. Le temps de résidence dans la biosphère est de 20 à 30 ans.

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 GtC. D'où le modèle proposé ci-dessous qui fait apparaître le réservoir "SOL", comme ci-dessous (d'après Carleton):

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 GtC la quantité de carbone stockée dans la matière en décomposition au niveau de la litière superficielle et à 1200 à 1600 GtC 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 GtC. Le dégel du permafrost observé dans de nombreuses régions de Sibérie et du Canada représente une menace. 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 GtC la quantité de carbone séquestrée dans les sols gelés. Ainsi par exemple, on estime à 70 GtC 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.

Approfondissement :

• voir le SIG dédié au permafrost http://atlas.gc.ca/site/francais/maps/environment/land/permafrost
  

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’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.