Partie 2. Usages du sol, stockage de carbone et effets connexes : état de l’art
2.3. Conclusion de la Partie 2
Cet état de l’art permet de souligner les incertitudes et les besoins de recherche concernant :
- d’une part, la question des stocks de carbone des sols agricoles français et de leurs évolutions en fonction des pratiques agricoles ;
- d’autre part, la question du bilan de gaz à effet de serre des surfaces et des activités agricoles.
De plus, cet état de l’art montre également que les méthodes d’inventaire proposées par le GIEC se ramènent à des unités différentes :
- unité de surface en ce qui concerne les stocks de carbone des sols et des forêts,
- unité d’activité, via l’utilisation de facteurs d’émission pour les engrais ou pour le cheptel, en ce qui concerne les émissions de N2O et de CH4.
Si la coexistence de principes différents de comptabilité (par surface ou par activité) ne pose pas de problème particulier pour les inventaires nationaux, elle rend le calcul d’un bilan par parcelle plus complexe. Par exemple, si un même troupeau utilise plusieurs parcelles, la méthode des facteurs d’émission de méthane par animal devra être adaptée pour estimer les émissions sur la parcelle considérée.
Il n’existe donc pas toujours de méthode comptable opérationnelle permettant de calculer et de vérifier l’ensemble des émissions de gaz à effet de serre d’une parcelle agricole en fonction des pratiques qui lui sont appliquées.
L’état de l’art montre par conséquent qu’il n’est pas encore possible de fournir une estimation quantifiée et généralisable de l’ensemble des composantes du bilan de gaz à effet de serre d’une surface agricole en fonction des pratiques qui lui sont appliquées.
Dans la Partie suivante, nous proposons une méthode de calcul pour évaluer quantitativement et par hectare les effets des principaux changements de pratiques agricoles sur les stocks de carbone organique du sol. En revanche, du fait du manque de connaissances, les effets de ces pratiques sur les gaz à effet de serre autres que le CO2, sur les consommations d’intrants énergétiques à l’échelle de l’exploitation agricole et sur le bilan radiatif feront seulement l’objet d’une appréciation qualitative.
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Annexe 1. Introduction au bilan radiatif
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Annexe. Introduction au bilan radiatif et au bilan thermique de surface
(B. Seguin)
Albédo et rayonnement solaire absorbé
L’albédo représente la fraction du rayonnement d’origine solaire appelé global (somme du rayonnement direct et du rayonnement diffus) réfléchie par une surface dans un hémisphère (Guyot, 1997). Si l'on note RG ce rayonnement global incident en surface, le bilan correspondant à l’énergie solaire absorbée s’écrit (1 – a) RG et est donc proportionnel au complément à 1 de l’albédo (1 – a). Pour faire le lien avec la notion de réflectance, utilisée en télédétection, il faut noter que l’albédo est la valeur moyenne de la réflectance spectrale hémisphérique pour l’ensemble du spectre solaire (de 0,3 à 3,0 µm). Mais dans le domaine de la télédétection, on considère généralement une mesure bidirectionnelle et non hémisphérique…
Les valeurs de l’albédo couvrent une gamme de variation très large, comme le montre le tableau A-1 (Guyot, 1997, d’après Arya, 1988). Des tableaux équivalents sont disponibles dans un grand nombre d’ouvrages (Geiger, 1950 ; Budyko, 1974 ; Kondratyev et al., 1981 ; Carson, 1981 ; etc.).
Type de surface Autres caractéristiques Albédo (a)
Eau Faible angle zénithal de visée
Fort angle zénithal de visée
0,03 – 0,10 0,10 – 0,50 Neige ancienne fraîche 0,40 – 0,70 0,45 – 0,95 Glace de mer de glacier 0,30 – 0,40 0,20 – 0,40 Sable nu sec humide 0,35 – 0,45 0,20 – 0,30
Sol nu argileux sec
argileux humide humide avec chaumes
0,20 – 0,35 0,10 – 0,20 0,05 – 0,07
Surfaces artificielles béton
route goudronnée
0,17 – 0,27 0,05 – 0,10
Surfaces agricoles prairies
cultures (blé, riz, etc.) vergers
0,16 – 0,26 0,10 – 0,25 0,15 – 0,20
Forêts arbres à feuilles caduques
conifères
0,10 – 0,20 0,05 – 0,15
Tableau A-1. Valeurs moyennes de l’albédo des surfaces naturelles.
Ces valeurs sont des valeurs moyennes, sachant que la réflectance hémisphérique de toutes les surfaces varie, en premier lieu avec la hauteur du soleil, mais aussi très largement avec les propriétés de cette surface (qui diffèrent, par exemple, si la neige est fraîche ou ancienne, tassée, sale, poussiéreuse...). Cela étant dit, il est important de noter que la proportion d’énergie solaire absorbée va de 0,1 à 0,5 seulement pour un sol couvert de neige à 0,95 pour l’eau, en passant par 0,6 à 0,7 pour une surface désertique, 0,75 à 0,85 pour un sol nu, une culture ou une prairie, et 0,85 à 0,90 pour une végétation élevée. Dans le cas des surfaces végétales, la réflectance (et donc l’albédo) est d’autant plus faible que la structure du couvert conduit à une absorption plus forte résultant des réflexions
multiples : il existe donc une relation au premier ordre décroissante entre albédo et hauteur du couvert, sous réserve que la densité du couvert soit suffisante.
A un instant donné, une forêt ou une surface d’eau vont donc absorber de 2 à 5 fois plus d’énergie solaire qu’une surface neigeuse, et de 15 à 20% de plus qu’une culture ou un sol nu (sauf pour le désert, presque aussi réfléchissant qu’une neige).
Si l’on considère que l’énergie solaire correspond, à l’échelle du globe et en moyenne, à un niveau de 240 W.m-2 en surface, et que l’on compare cette valeur à l’estimation de l’augmentation déjà acquise de l’effet de serre anthropique de l’ordre de 2,5 W.m-2 (Le Treut et Jancovici, 2001), il est clair que l’albédo apparaît comme un facteur essentiel de variation du climat.
Ce n’est d’ailleurs pas une découverte récente : sans remonter trop loin dans le temps, notons que l'albédo a fait l’objet de nombreuses estimations et mesures dans le milieu du XXe siècle, et que l’ouvrage de Budyko (1974) proposait des cartographies à l’échelle planétaire permettant d’évaluer l’énergie solaire absorbée, en complément de son atlas du bilan radiatif de la terre (Budyko 1956). Les valeurs publiées sont d’ailleurs encore d’actualité aujourd’hui. Les données satellitaires ont certes permis, depuis une vingtaine d’années, de renouveler le mode d’approche de l’albédo, et de revoir à la hausse, par exemple, les valeurs pour les zones désertiques d’Afrique (supérieures à 0,40 alors qu’elles étaient plutôt données à 0,25-0,30 dans les années 70). L’estimation satellitaire n’est pas évidente car, outre les problèmes de physique de la mesure inhérente aux données de télédétection, il faut pouvoir passer d’une mesure spectrale (dans les bandes bien délimitées) et bidirectionnelle à une mesure moyenne hémisphérique. Quoi qu’il en soit, aussi bien la connaissance expérimentale que déterministe de l’albédo des surfaces naturelles permet maintenant d’en proposer une mesure ou une estimation à environ ± 0,02 près (sauf pour la neige, beaucoup plus variable).
Vers le bilan radiatif (rayonnement net)
Si l’on en reste à cette notion de rayonnement solaire absorbé, on peut en conclure qu’une surface va d’autant plus s’échauffer que son albédo est faible. C’est d’ailleurs implicitement ce que semblent indiquer des allusions rapides au rôle de l’albédo, comme dans l’ouvrage de Le Treut et Jancovici (2001) où l'on peut lire (p. 13) : "Enfin, boiser une surface agricole ou une prairie modifie l’albédo : une forêt réfléchit 5 à 15% seulement de la lumière incidente, alors qu’une prairie en réfléchit jusqu’à 25%. En plantant des arbres à la place d’une prairie, par exemple, on pourrait contribuer à augmenter l’énergie reçue par la machine climatique" !
Or, cette énergie ne se limite pas au seul rayonnement solaire absorbé, puisque intervient également le rayonnement de grande longueur d’onde (dit parfois rayonnement thermique) qui est mis en jeu par l’effet de serre.
En effet, les surfaces terrestres émettent en permanence un rayonnement en gros proportionnel à la puissance 4e de leur température (suivant la loi de Stefan-Bolzmann), plus ou moins modulé par leur émissivité, que l'on peut considérer comme voisine de 1 en première approximation. Ce rayonnement se situe dans une gamme de longueurs d’onde (de 5 à 15µm) supérieure à celle du rayonnement solaire (Figure A-1), que l’on peut qualifier d’infrarouge thermique.
Ce rayonnement terrestre, noté RT, est incomplètement absorbé par l'atmosphère (en particulier dans la fenêtre atmosphérique entre 8 et 14 µm) lorsque le ciel est clair, mais il l’est d’autant plus que l’atmosphère contient des GES (H2O, CO2, etc.), puisque c’est à ce niveau que s’exerce l’effet de
serre. Il est totalement absorbé par les nuages dès qu’ils atteignent une épaisseur de quelques dizaines de mètres (1 mm d’eau liquide suffit pour une absorption quasi-complète).
Figure A-1. Les caractéristiques spectrales du rayonnement solaire et de l’IR thermique
En retour, l’atmosphère réémet par le même processus vers l’espace, mais aussi vers le sol, un rayonnement appelé atmosphérique (noté RA) qui dépend de la température de la couche d’émission, de sa concentration en vapeur d’eau et aussi de la couverture nuageuse.
Le bilan pour le sol de ces échanges de grande longueur d’onde se traduit par une perte (RT – RA) variant entre 0 (par ciel totalement couvert) et 100 à 150 W.m-2 (par ciel très clair et sec).
Ces valeurs sont, certes, très inférieures aux valeurs maximales du rayonnement solaire (de 1 000 à 1 100 W.m-2 à midi en été, sachant que la constante solaire aux confins de l’atmosphère est un peu inférieure à 1 400 W.m-2). Mais elles interviennent de manière quasi-permanente, avec peu de variation entre le jour et la nuit, alors que le rayonnement solaire suit une variation très forte au cours de la journée et est nul la nuit. Pour la valeur planétaire moyenne sur l’année de 240 W.m-2 pour le rayonnement solaire, les valeurs d’énergie solaire absorbée sont de l’ordre de 50 à 200 W.m-2 suivant l’albédo. On constate donc que le poids des deux composantes (solaire d’un côté, de grande longueur d’onde de l’autre) est du même ordre de grandeur.
Le bilan radiatif, traduit par le rayonnement net Rn,
Rn = (1-a) RG – (RT – RA)
n’est pas conditionné, à un endroit donné, par le seul albédo, mais aussi par le niveau de la température de surface Ts (en admettant que les rayonnements solaire RG et atmosphérique RA ne sont pas modifiés par l’usage du sol, ce qui est en grande partie vrai à l’échelle locale, mais moins à plus grande échelle climatique).
Ce bilan radiatif est extrêmement variable dans le temps (voir, Figure A-3, une courbe typique) et dans l’espace.
Figure A-3. Exemple d’évolution diurne des composantes du rayonnement par journée claire.
En pratique cependant, l’effet de l’usage du sol sur le bilan radiatif est tout de même largement déterminé par l’énergie solaire absorbée, et la prise en compte de la composante de grande longueur d’onde ne modifie pas le classement : neige, désert, sol nu, prairie/cultures, forêt allant des valeurs les plus faibles aux plus fortes du Rn. Par exemple, il est possible de citer les résultats obtenus en Amazonie dans le cadre de la campagne de mesures ABRACOS : le rayonnement net Rn varie entre 9,7 et 13,3 MJ.m-2.j-1 pour la forêt et entre 3,4 et 11,3 MJ.m-2.j-1 sur la prairie qui succède à la déforestation, avec en moyenne une valeur inférieure de 11,1% à celle observée pour la forêt (Culf et al., 1996).
Les flux de surface et le bilan d’énergie
Il reste que, dans le classement précédent, neige et désert sont très proches !… Le bilan radiatif n’est donc pas le seul facteur explicatif de l’échauffement des surfaces, dont il faut rechercher le déterminisme dans l’utilisation de cette énergie radiative par la surface.
Dans le cas de la journée (la situation de nuit se traduit par des cas de figure quasiment inverses), cette énergie est absorbée en partie par le sol (flux G), sous forme de conduction (suivant des proportions qui varient d’entre 5 ou 10% sur un sol humide ou couvert de végétation à 50% sur un sol nu). Le reste est échangé avec l’atmosphère par le processus de convection (se traduisant par des échanges turbulents en présence de vent, ou de convection libre par temps calme), qui concerne :
- d’une part, le flux de chaleur dit "sensible" (noté H), correspondant à l'échauffement de l'air à partir du sol,
- d’autre part, le flux de chaleur latente (noté LE), correspondant à la perte de chaleur par évaporation (pour les nappes d’eau ou les sols) ou évapotranspiration (en cas de présence de couvert végétal). C’est ainsi que les échanges sont régulés par l’équation du bilan énergétique, qui s’écrit de manière simplifiée : Rn = G + H + LE
Rn H LE
G
Le flux dans le sol G pouvant être négligé en première approximation, il apparaît que l’énergie disponible (Rn – G) se répartit entre les deux flux convectifs H et LE, et de fait c’est cette partition qui va jouer, au final, sur l’effet de l’usage des sols sur le climat, bien au-delà du seul albédo.
En effet, dans les cas où il n’y a pas de restriction sensible d’alimentation hydrique (cas des couverts végétaux et des sols humides), la très grande partie de l’énergie est consommée par chaleur latente LE (qui se rapproche alors de l’évaporation ou de l’évapotranspiration potentielle), et le flux H, qui induit le réchauffement du système, sera faible.
Par contre, en situation de déficit hydrique (sol nu quelques jours après une pluie, conditions de végétation sèches), cette possibilité se réduit (le niveau de LE devient inférieur à la valeur potentielle) et le flux H devient prédominant, et approche la valeur du rayonnement net. C’est ainsi qu’un désert peut s’échauffer notablement bien que son rayonnement net soit inférieur à celui d’un couvert végétal dans le même site, alors que la forêt utilisera la quasi-totalité de son rayonnement net en évapotranspiration LE. C’est donc, au total, le flux H qui va déterminer le niveau final d’énergie responsable de l’échauffement climatique, alors que le flux LE conduit à une émission de vapeur d’eau (pouvant aller jusqu’à 10mm/jour) dans le système atmosphérique.
Un couvert végétal est donc susceptible de jouer notablement sur le microclimat local au-dessus de lui, non seulement par son albédo, mais aussi par sa capacité à extraire l’eau du sol par son système racinaire et à réguler l’évapotranspiration par l’ouverture de ses stomates. Pour être complet, il jouera aussi un rôle sur le plan de l’interception de l’eau de pluie, de l’égouttement, etc. Il faut également, pour que l’équation du bilan d’énergie puisse être résolue et permette, alors, de fixer la valeur de la variable d’équilibre représentée par la température de surface Ts pour une température de l’air Ta donnée, prendre en compte la valeur de la rugosité de surface, paramètre aérodynamique qui joue sur l’intensité des écarts convectifs au-dessus de la surface, et donc les écarts Ts – Ta.
Remarque : L’analyse du bilan énergétique pour une surface neigeuse fait intervenir les mêmes processus, mais évidemment différents pour le flux de chaleur latente, correspondant ici à une évaporation, mais aussi possiblement à une sublimation, avec un processus physique très différent pour le flux de chaleur par conduction. De plus, la température de surface est maintenue à 0°C (température de la glace fondante), ce qui induit des conditions particulières pour l’air au voisinage de sa surface. Le déterminisme global du bilan d’énergie se raisonne donc de manière très différente de celui d’un sol d’un couvert végétal ou d’une nappe d’eau (qui se rapproche des deux précédents, sauf sur la nature du flux de conduction, mais peut être traité par un formalisme assez équivalent).
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Références bibliographiques
Altieri, M. A. (1999). "The ecological role of biodiversity in agroecosystems." Agriculture Ecosystems and Environment 74 (n°sp. 1/3 : Invertebrate biodiversity as bioindicators of sustainable landscapes.): 19-31. Arrouays, D., J. L. Kicin, et al. (1994). "Evolution des stocks de carbone des sols après déforestation : analyse
spatio-temporelle à l'échelle d'un paysage pédologique." Etude et Gestion des Sols 1(2): 7-15.
Arrouays, D. et P. Pélissier (1994). "Modeling carbon storage profiles in temperate forest humic loamy soils of France." Soil Science 157(3): 185-192.
Arrouays, D. et P. Pélissier (1994). "Changes in carbon storage in temperate humic loamy soils after forest clearing and continuous corn cropping in France." Plant and Soil 160(2): 215-223.
Arrouays, D., W. Deslais, et al. (1999). "Stocks de carbone dans les sols de France : quelles estimations?" Comptes Rendus de l'Académie d'Agriculture de France 85(6): 278-292.
Arrouays, D., W. Deslais, et al. (2001). "The carbon content of topsoil and its geographical distribution in France." Soil Use and Management 17(1): 7-11.
Arya, S. (1998). Introduction to micrometeorology., Academic Press.
Aulakh, M. S., J. W. Doran, et al. (1992). "Soil denitrification : significance, measurement and effects of management." Advances in Soil Science 18: 1-57.
Balesdent, J. et B. Guillet (1982). "Les datations par le 14C des matières organiques des sols. Contribution à l'étude de l'humification et du renouvellement des substances humiques." Science du Sol 2: 93-112. Balesdent, J. et M. Balabane (1996). " Major contribution of roots to soil carbon storage inferred from maize
cultivated soils." Soil Biology and Biochemistry 28(9): 1261-1263.
Balesdent, J. et A. Mariotti (1996). Measurement of soil organic matter turnover using 13C natural abundances. Mass spectrometry of soils. T. W. Boutton and S. I. Yamasaki. New York, Marcel Dekker Inc.: 83-111. Balesdent, J. (1996). "The significance of organic separates to carbon dynamics and its modelling in some
cultivated soils." European Journal of Soil Science 47(4): 485-493.
Balesdent, J. et C. Nys (1996). Potentiel de stockage de carbone dans les sols de France., Ministère de l'Environnement, DGAD/SRAE: 57 pp.
Balesdent, J. et S. Recous (1997). "Les temps de résidence du carbone et le potentiel de stockage de carbone dans quelques sols cultivés français." Canadian Journal of Soil Science 77(2): 187-193.
Balesdent, J. (1997). "Matière organique des sols : questions, concepts, méthodologie. 2 : Dynamique du carbone." Comptes Rendus de l'Académie d'Agriculture de France 83(6): 99-110.
Balesdent, J., C. Chenu, et al. (2000). "Relationship of soil organic matter dynamics to physical protection and tillage." Soil and Tillage Research 53(n° sp. : Tillage, mineralization and leaching): 215-230.
Balesdent, J. (2001). Evaluating the ROTHC Model pools using fractionation and 13C natural abundance tracing. Meeting Assessing Soil Fertility, Londres, GBR.
Ball, B. C., M.V. Cheshire, et al. (1996). "Carbohydrate composition in relation to structural stability,
compactibility and plasticity of two soils in a long-term experiment." Soil and Tillage Research 39: 143-160.
Ball, B. C., D. J. Campbell, et al. (2000). "Soil compactibility in relation to physical and organic properties at 156 sites in the UK." Soil and Tillage Research 57(1/2): 83-91.
Batjes, N. H. (1996). "Total organic carbon and nitrogen in soils of the world." European Journal of Soil Science 47(2): 151-163.
Bauer, A. et A. L. Black (1992). "Organic carbon effects on available water capacity of three soil textural groups." Soil Science Society of America Journal 56(1): 248-254.
Becker, F. et B. Seguin (1984). "Determination of surface parameters and fluxes for climate studies from space observation." Advances in Space Research 5: 299-317.
Belkacem, S. et C. Nys (1998). Evaluation des stocks de carbone dans les sols forestiers. Importance de la sylviculture et du milieu sur la variabilité. 68 pp.
Bernoux, M., D. Arrouays, et al. (1998). "Modeling vertical distribution of carbon in oxisols of the Western Brazilian Amazon (Rondonia)." Soil Science 163(12): 941-951.
Betts, R. A. (2000). "Offset of the potential carbon sink from boreal forestation by decreases in surface albedo." Nature 408: 187-190.
Bigorre, F., D. Tessier, et al. (2000). "Contribution des argiles et des matières organiques à la rétention d'eau dans les sols. Signification et rôle fondamental de la capacité d'échange en cations." Comptes Rendus de l'Académie des Sciences, Série IIA 330(4): 245-250.
Bonan, G. B., D. Pollard, et al. (1992). "Effects of boreal forest vegetation on global climate." Nature 359: 716- 718.
Bonan, G. B. (1999). "Frost followed the plough : impacts of deforestation on the climate of the United States." Ecological Applications 9: 1305-1315.
Bossata, E. et G. Agren (1991). "Dynamics of carbon and nitrogen in the organic matter of the soil : a generic theory." American Naturalist 138: 227-245.
Bouwman, A.F. (1996). "Direct emissions of nitrous oxide from agricultural soils." Nutrient Cycling in Agroecosystems 46(1): 53-70.
Bracho, A., M. Contreras, et al. (1999). "Changes in the amount and biodiversity of mesofauna in a degraded ultisol by the application of organic manure." Revista de la Facultad de Agronomia, Universidad del Zulia 16: 187-195.
Bremner, J. M. et A. M. Blackmer (1981). Terrestrial nitrification as a source of atmospheric nitrous oxide. Denitrification, nitrification and atmospheric nitrous oxide. C. C. Delwiche. New York, John Wiley: 151- 170.
Bruinjnzeel, L. A. (1996). Predicting the hydrological impacts of land cover transformation in the humid tropics : the need for integrated research. Amazonian deforestation and climate. J. H. C. Gash, C. A. Nobre, J. M. Roberts and R. L. Victoria, Wiley: 15-57.
Budyko, M. I. (1956). Heat balance of the earth surface. Leningrad, Gidrometeoizdat. Budyko, M. I. (1974). Climate and life., Academic Press.
Budyko, M. I. (1977). Climatic changes., American Geophysical Union.
Calvet, R. (1989). "Adsorption of organic chemicals in soils." Environmental Health Perspectives 83: 145-177. Cambier, P. et I. Lamy (1999). Différents aspects des interactions entre les matières organiques des sols et les
micropolluants minéraux. C. Le Coz, B. Tassin and D. Thévenot. Paris, Presse de l'Ecole Nationale des Ponts et Chaussées: 93-106.
Carson, D. J. (1981). Current parametrizations of land surface processes in atmospheric general circulation models. Land surface processes in atmospheric general circulation models. P. S. Eagleson, Cambridge University Press: 67-108.
Carter, M. R. (2001). Organic matter and sustainability. Sustainable management of soil organic matter. R. M. Rees, B. C. Ball, C. D. Campbell and C. A. Watson: 9-22.
Cellier, P. et P. Laville (1999). "Les émissions de N2O par les sols agricoles en France : quelle évaluation possible ?" Comptes Rendus de l'Académie d'Agriculture de France 85(6): 177-192.
Cerri, C., M. Bernoux, et al. (2000). Carbon stocks in soils of the Brazilian Amazon. Global climate change and