Régulation du climat par les forêts

a) Processus biogéochimiques

Les forêts jouent un rôle majeur vis à vis du climat de par leur influence sur les cycles biogéochimiques à la surface (carbone, azote, phosphore, etc…). Dans les modèles de surface (LSM), le rôle joué par la végétation sur les cycles naturels biogéochimiques se fait principalement au travers du cycle du carbone (Figure I-3). Deux processus vont être primordiaux: la photosynthèse et la respiration autotrophe.

Figure I-3 : Schéma du cycle du carbone simplifié (dérivé de Bonan, 2008). Les flèches vertes indiquent les processus induisant le stockage de carbone et les flèches rouges indiquent les processus libérant du carbone vers l’atmosphère (source de carbone).

La photosynthèse est un processus observé chez les algues et la végétation terrestre qui consiste en l’absorption de dioxyde de carbone atmosphérique et d’eau pour la production de sucre, une forme d’énergie utilisable par les végétaux (Salisbury et Ross, 1978), voir Eq. I-1. Pour les plantes vasculaires, ce processus de photosynthèse se déroule dans les feuilles et plus précisément dans les

chloroplastes des cellules du parenchyme. Dans ces chloroplastes, la réaction de photosynthèse se réalise en deux étapes : une phase d’interception des photons issus du rayonnement solaire par les pigments photosynthétiques (et notamment par la chlorophylle) et une phase de fixation du carbone (cycle de Calvin). La gamme de rayonnement actif pour la photosynthèse est située dans le domaine spectral du bleu (< 0.5 m) et du rouge (0.65-0.7 m). Elle correspond aux longueurs d’onde d’action maximale de la chlorophylle a (0.43 m et 0.66 m) et de la chlorophylle b (0.445 m et 0.645 m). Au travers de la photosynthèse la végétation va agir comme un capteur de carbone (Figure I-3). La quantité totale de CO2 fixée durant le processus de photosynthèse est traduite au travers de la production primaire brute (GPP pour « gross primary production » en anglais) (Randerson et al., 2002)

6 𝐶𝑂2 + 12 𝐻2O − −→ 𝐶6𝐻12𝑂6 + 6 𝑂2 + 6 𝐻2𝑂 Eq. I-1

où, n représente un nombre de molécules, CO2 le dioxyde de carbone, H2O l’eau, (CH2O)n le glucose et O2 le dioxygène.

Si la végétation capte du CO2 de l'atmosphère, elle en rejette aussi de par sa respiration. La respiration est le processus qui permet, à partir des glucides produits par la réaction de photosynthèse, de fournir l’énergie de croissance (ATP) à la plante. Le processus de respiration de la plante (respiration autotrophe) se déroule dans les mitochondries, au travers d’une chaîne de réactions appelée cycle de Krebs. Lors de cette réaction la plante consomme de l’oxygène et rejette du CO2 (Salisbury et Ross, 1978) (Eq. I-2). Par conséquent ce processus est une source de carbone atmosphérique (Figure I-3).

𝐶6𝐻12𝑂6 + 6 𝑂2 + 6 𝐻2𝑂 − −→ 6 𝐶𝑂2 + 12 𝐻2O + é𝐧𝐞𝐫𝐠𝐢𝐞 Eq. I-2

où, « énergie » représente une forme d’énergie biochimique utilisable par les cellules (molécules d'ATP).

Tandis que la photosynthèse participe au stockage du carbone, la respiration autotrophe (Ra) des plantes libère du CO2 (Figure I-3). La différence entre ces deux processus permet d’accéder à la production primaire nette (NPP pour « net primary production » en anglais), c’est-à-dire à la quantité de carbone absorbée par la plante (vivante). En moyenne, une fraction d’environ 50% du carbone absorbé par les forêts, au travers de la photosynthèse, est actuellement réémise dans l’atmosphère par leur respiration autotrophe (Zhang et al., 2009 ; Tang et al., 2014). Plusieurs études ont montré

que la NPP, et plus particulièrement la NPP aérienne, augmentait durant la période de croissance de la forêt pour atteindre un pic à la maturité et ensuite décroître (Gower et al., 1996 ; Ryan et al., 1997 ; Drake et al., 2011, He et al., 2012 ; etc.). Toutefois la raison de cette chute de la NPP avec l’âge des forêts reste incertaine. Alors que plusieurs travaux suggèrent que le déclin de la NPP serait dû à une augmentation de la Ra avec l’âge (Kira et Shidei, 1967 ; Odum, 1969 ; Goulden et al., 2011), une étude récente de Tang et al. (2014) tend à mettre en évidence que la chute de NPP serait due à une diminution à la fois de la GPP et de la Ra, où la GPP décroîtrait plus rapidement. Cette étude tendrait ainsi à appuyer l’hypothèse de Ryan et al. (1992 ; 1997 ; 2004) et de Drake et al. (2011). A elles seules les forêts contribuent à près de 50% de la NPP terrestre (Sabine et al., 2004 ; Bonan, 2008). Toutefois, outre la respiration autotrophe, les écosystèmes forestiers possèdent également une respiration hétérotrophe au travers notamment des organismes présents dans le sol qui participent à la minéralisation de la matière organique. Cette décomposition matière organique, issue de la végétation morte, par les organismes hétérotrophes du sol participe également à diminuer la quantité de carbone nette stockée par les écosystèmes forestiers et participe à la notion de production nette de l’écosystème (NEP pour « net ecosystem production » en anglais) (Randerson et al., 2002).

Il est difficile de quantifier la quantité de carbone stockée par les forêts mondiales car la quantité nette de carbone fixée va dépendre des espèces arborées, du type de sol, du taux de croissance, de l’âge et du type de la forêt, etc… (Kirschbaum, 2005 ; Luyssaert et al., 2008 ; USDA, 2011 ; Wei et al., 2013, etc...). Toutefois, la FAO (2006) estimait que les écosystèmes forestiers pouvaient stocker 638 gigatonnes de carbone (GtC) à l’échelle de la planète, dont 44% (283 GtC) est contenu dans la biomasse aérienne (FAO, 2006). En moyenne à l’échelle globale sur la période 1991- 2015, Federici et al. (2015) estimaient que les forêts (hors déforestation) ont été responsables d’un forçage net atmosphérique de -2.52 Gt CO2/an (puits de CO2 atmosphérique). Les forêts jouent ainsi un rôle important dans l’absorption de GES et participent à la limitation du réchauffement du climat. A l'horizon de la fin du siècle, Bala et al. (2007) estiment qu’au travers du cycle du carbone seul les forêts refroidissent, en moyenne, la température de surface de la Terre de 1.3K, par rapport à une planète sans forêts. Mais les forêts régulent le climat au travers de nombreux autres processus. L’eau est notamment un élément important pour la régulation du climat par les forêts. Le cycle de l'eau est d’autant plus essentiel que les processus qui lui sont liés sont à la fois des processus biogéochimiques (photosynthèse, respiration) et biophysiques (transpiration, évaporation). Par conséquent elle permet de lier les deux grandes catégories de processus de régulation du climat.

b) Processus biophysiques

Outre les cycles biogéochimiques, les forêts, de par leurs propriétés physiques et biologiques, influencent les flux d’énergie (Figure I-4(a)) et d’eau (Figure I-4(b)) entre la surface et l’atmosphère. Ainsi, les forêts contrôlent les flux radiatifs, de chaleur, d’humidité et de quantité de mouvement (processus turbulents). Au travers de trois processus biophysiques majeurs, représentés dans les LSM, les forêts vont fortement impacter le bilan énergétique à la surface : l’évapotranspiration, la rugosité, et l’albédo (Betts, 2007 ; Bonan et al., 2008 ; Bonan, 2016 ; Bright et al., 2017).

Figure I-4 : Schéma des principaux processus biophysiques affectant flux (a) d’énergie et (b) d’eau entre les forêts et l’atmosphère et participant à la régulation du climat (dérivé de Bonan, 2008).

Le flux d’évapotranspiration provenant des forêts va influencer le cycle de l’eau ainsi que le bilan d’énergie (Bonan, 1997). L’évapotranspiration est la quantité d’eau libérée dans l’atmosphère par deux phénomènes : l’évaporation et la transpiration. L’évaporation est le processus qui permet au sol de transférer de l’eau (forme liquide) directement vers l’atmosphère (forme gazeuse). Le phénomène de transpiration correspond, quant à lui, phénomène de libération par les feuilles de l’eau absorbée par les racines. Ce processus de transformation de l’eau liquide en vapeur d’eau nécessite de l’énergie (chaleur latente). Ainsi, l’évapotranspiration tend à refroidir la surface (Sanderson et al., 2012). De plus la vapeur d’eau libérée par la plante vers l’atmosphère peut dans certaines conditions se condenser dans l'atmosphère en altitude où la température est plus faible, et

participer à la formation de nuages et à l’augmentation des précipitations. Ce phénomène va amplifier le potentiel refroidissant des forêts.

Un autre processus biophysique majeur responsable de l’effet refroidissant des forêts est la rugosité. Les forêts ont une rugosité aérodynamique (effets de friction) importante comparée à d’autres types de surface (ex : cultures) ce qui va augmenter les turbulences dans la colonne d’air et favoriser les échanges de chaleur sensible et latente, et donc d’humidité, entre la surface et l’atmosphère (Bonan, 2016). Ce phénomène peut favoriser la formation de nuages et l’augmentation des précipitations (Betts, 2001 ; Millan, 2008 ; Rotenberg et Yakir, 2010).

Alors que la séquestration du carbone, l’évaporation et la rugosité des forêts tendent à refroidir le climat, le troisième processus biophysique qu'est l'albédo des forêts, s'il est considéré indépendamment des autres facteurs, participe à son réchauffement. L’albédo de surface est défini comme la fraction du rayonnement solaire incident réfléchie par la surface vers l’espace (voir Figure I-1). Cette quantité sans unité, définie comme une variable essentielle pour l’étude du climat évolue entre 0 et 1. Pielke et Avisar (1990) ont estimé qu’une augmentation de 4% de l’albédo de surface (échelle globale) entraînerait une diminution de l’ordre de 0.7°C de la température d’équilibre de la Terre.

Tableau I-1: Exemple d’albédo de différents types de végétation (Source : de Myhre et al., 2005)

Type de végétation Albédo

Conifère 0.090

Feuillue persistante (Amazonie) 0.119

Feuillue persistante (hors Amazonie) 0.116

Conifère caduque 0.095

Feuillue caduque 0.137

Forêt mixte 0.101

Arbustive à canopée ouverte (35°S-45°N) 0.219 Arbustive à canopée ouverte (Australie) 0.177

Arbustif à canopée ouverte (autres) 0.126

Savane boisée 0.117

Savane 0.141

Prairie 0.165

Culture (Eurasie) 0.140

Culture (Asie de l’Est et Inde) 0.161

Culture (autres) 0.151

Aride (Sahara et désert d’Arabie) 0.356

Aride (autres) 0.215

L’albédo représente le pouvoir réfléchissant d’une surface et donne, par complémentarité, la quantité de rayonnement absorbée par cette même surface. La fraction du rayonnement solaire absorbée par la surface va participer dans un premier temps à son réchauffement puis dans un second temps au réchauffement de l’air environnant par échange de chaleur avec la surface. Ainsi, dans le spectre visible, une surface blanche aura un albédo de 1, et donc une absorption nulle, et participera au refroidissement de la surface de la Terre. A l’inverse, une surface noire aura un albédo de 0 et participera donc au réchauffement de la surface de la Terre. Dans l'infrarouge proche, cette notion de couleur disparaît et d'autres facteurs interviennent. Chaque type de surface a un albédo qui lui est propre (Tableau I-1) et qui va donc avoir un effet différent sur le bilan énergétique. Les forêts de conifères présentent notamment un albédo très faible (0.09) comparé à d’autres types de végétation (0.140 ou 0.165, respectivement pour des cultures en Eurasie et pour les prairies). Les forêts auraient donc tendance à diminuer l’albédo de surface par rapport à d’autres types de végétation (Tableau I-1) et contribueraient ainsi, de par ce facteur, au réchauffement de la planète. Davin et de Noblet-Ducoudré. (2010) ont estimé qu’en moyenne à l’échelle mondiale au travers de l’albédo de surface seul, sur une période de 100 ans, une déforestation totale d’un monde forestier en faveur des prairies entraînerait une diminution de la température de surface de 1.36K. Par comparaison, le changement de température de surface induit par la différence d'évapotranspiration et de rugosité (hors effet albédo) serait une hausse, respectivement, de 0.24K et 0.29K (Davin et de Noblet-Ducoudré, 2010).

Les forêts de par leur albédo de surface auraient un effet réchauffant sur le climat. Toutefois, il est important de noter que les différents processus (biophysiques et biogéochimiques) ne se produisent pas de manière isolée et vont interagir les uns avec les autres au travers de l’atmosphère. Ainsi, alors que l’albédo de surface des forêts aurait un effet direct plutôt réchauffant, la prise en compte de l’ensemble des rétroactions (positives et négatives), qui lui sont associées, pourrait induire un effet inverse. Pitman (2003), dans un article de revue, mettait en avant ces phénomènes de rétroactions complexes. Ainsi une augmentation de l’albédo de surface va entraîner une diminution de la fraction de rayonnement absorbée et donc une réduction des flux de chaleur (latente et sensible). Cette diminution des flux est susceptible d'induire une diminution de la formation de nuages. Au travers de ce phénomène, différentes rétroactions aux effets antagonistes peuvent avoir lieu (voir Figure I-5). Tout d’abord une diminution des précipitations qui va avoir un impact sur la croissance de végétation et l’humidité du sol et qui va participer, au travers de rétroactions positives, à augmenter un peu plus l’albédo de surface et donc à diminuer encore la formation de nuages (Figure I-5). Mais à l’inverse, la diminution de la formation des nuages va

entraîner une augmentation de la quantité de rayonnement arrivant à la surface, et participer à l’augmentation des flux de chaleurs et à l’augmentation de la formation de nuages (rétroaction négative), voir Figure I-5.

L’estimation de l’impact des forêts sur le climat reste donc difficile de par le nombre de processus (biogéochimiques, biophysiques, atmosphériques) aux effets antagonistes impliqués. Les interactions multiples qui existent entre ces processus au travers de l’atmosphère vont amplifier ou atténuer l’impact de chacun de ces mécanismes et rendre l’analyse de l’impact climatique d’un écosystème encore plus complexe (Field et al., 2007). Selon les conditions climatiques ou météorologiques (ex : températures, précipitations) l’intensité de ces interactions va différer. De plus, il est important de noter que les différents processus impliqués dans la régulation du climat vont avoir une importance différente selon les échelles spatiales considérées. En effet, les processus biogéochimiques impliquant des GES, brassés dans l’atmosphère, vont être importants pour l’étude du climat à l’échelle mondiale. A l’inverse, les processus biophysiques sont tout particulièrement importants dans la régulation du climat à l’échelle régionale (Field et al., 2007 ; Bright et al., 2015). L’albédo de surface a cependant des implications à ces deux niveaux d’échelle. A l’échelle régionale, l’albédo va influencer la température locale en contrôlant directement la quantité de rayonnement absorbée par la surface. L’effet cumulé de ces quantités de rayonnement absorbées en différents lieux de la planète va avoir des répercussions sur la quantité de rayonnement réfléchie par l’ensemble de la Terre et donc sur sa température moyenne (Bright et al., 2015)

Figure I-5 : Schéma conceptuel des rétroactions liées à une diminution de l’albédo de surface (Source : Pitman, 2003). La ligne formée de points représente les rétroactions positives et la ligne formée de tirets symbolise les rétroactions négatives.

Alors qu’il est encore aujourd’hui difficile de comprendre toutes les interactions et donc l’impact sur le climat des forêts, ces dernières connaissent de nombreux changements qui ont le potentiel de modifier les cycles biogéochimiques et les processus biophysiques, ainsi que leurs rétroactions (Field et al., 2007). La FAO (2016) recense de nombreuses modifications des forêts et notamment une perte de près de 130 millions d’ha de la surface forestière mondiale depuis 1990. Les changements dans les processus associés à la modification des couverts sont souvent traduits en équivalent CO2 ou en termes de changement de forçage radiatif (W.m-2).

Le forçage radiatif est défini par le GIEC comme une « variation du flux de rayonnement résultant (différence entre l’éclairement descendant et l’éclairement ascendant, exprimée en W.m-2), à la tropopause ou au sommet de l’atmosphère, due à une modification d’un agent externe du changement climatique, par exemple une modification de la concentration de dioxyde de carbone ou du rayonnement solaire. » (IPCC, 2013). Le forçage radiatif est un concept qui permet d’estimer l’impact de différents processus biophysiques ou biochimiques sur le climat. Premièrement développé pour les GES (CO2, CH4, N20, etc…) et les aérosols, le concept de « forçage radiatif » a été utilisé par Betts (2000) afin d’estimer le changement de température lié aux changements d’albédo en passant par des estimations d'équivalent « carbone séquestré ».