Le rôle de l’océan dans le changement global du climat

a.Le cycle du carbone

Depuis des millions d’années le carbone est éliminé de l’atmosphère via les précipitations dans les roches et par enfouissement du carbone fixé par les plantes marines dans les sédiments marins. La consommation de carbone fossile renvoie le carbone capturé par les plantes durant l’histoire géologique de la Terre dans l’atmosphère (Figure I.6). De nouvelles mesures dans des carottes de glace en Antarctique ont montré que de telles concentrations en CO₂ et même en CH₄ n’ont pas été atteintes sur le système Terre depuis au moins 650 kan, soit six cycles interglaciaires (Siegenthaler et al., 2005).

Figure I.6 : Cycle global du carbone pour les années 1990. Les flux annuels principaux sont présentés en GtC/an ; les flux naturels pré-industriels sont en noir et les flux anthropogéniques en rouge (Denman et al., 2007).

Le dioxyde de carbone et le méthane jouent tous les deux un rôle important dans le cycle du carbone en participant aux échanges continus de grandes quantités de carbone dans l’océan, la biosphère terrestre et l’atmosphère. Un équilibre est établi entre les différents flux entre l’atmosphère et les réservoirs. Les concentrations atmosphériques du CO2 et du CH4 sont restées constantes pendant 10 000 ans avant 1750. Cet équilibre est actuellement rompu par les émissions massives de gaz à effet de serre (en grande partie CO₂ et CH₄). La Figure I.6 donne les principaux flux annuels de carbone ainsi que l’influence de l’activité humaine sur ce cycle. De même le Tableau I.1 présente le budget annuel du carbone ainsi que les augmentations de flux pour la période allant de 1980 à 2005. Dans la période de 2000 à 2005 l’augmentation en carbone dans l’atmosphère a été estimée à 4.1 Gt de carbone /an dans le dernier rapport de l’IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change).

Du fait de la propriété de gaz à effet de serre du CO₂ et du CH₄, cette augmentation des flux a des conséquences directes sur la température globale de la Terre.

Le CO₂ est continuellement échangé entre l’atmosphère et l’océan (Figure I.4). Or la solubilité des gaz dans l’eau est fortement liée à la température. En effet, plus un gaz est froid et plus il est soluble. Dans les zones océaniques où la température de l’océan de surface est froide, c'est-à-dire proche des pôles, le CO2 est donc dissous dans l’océan (phénomène d’invasion) alors qu’il se produit un dégazage à l’équateur (phénomène d’évasion). Ce phénomène est appelé la « pompe thermodynamique ».

Tableau I.1 : Budget total du carbone (GtC/an) (TAR = valeurs données lors du 3^ème rapport (2001)de

l’IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change) et AR4 le 4^ème rapport produit en

2007)(Denman et al., 2007).

Ce mécanisme est fortement lié à la « pompe physique », qui par le biais de la circulation océanique, entraîne les eaux de surface chargées en gaz carbonique dissous vers des couches plus profondes où il se trouve isolé de l'atmosphère (Figure I.4 et

Figure I.5). Le CO2 peut également être relargué lors de la remontée des eaux profondes due à l’action des vents (upwelling).

Le troisième phénomène d’absorption du carbone par les océans est « la pompe biologique », l’un des éléments clé du cycle du carbone océanique. Le carbone est converti en biomasse par les plantes lors de la photosynthèse (voir paragraphe I.I.1).

De manière générale les océans agissent en tant que puits de carbone (Tableau I.1). Environ 10 % du carbone absorbé par le phytoplancton est piégé au fond avec un temps de résidence important (500 à 1000 ans).

Dès son entrée dans l’océan le CO₂ réagit avec l’eau pour former des ions hydrogénocarbonates et carbonates du fait du pH de l’eau de mer (8.1) (Réactions I.2).

Réactions I.2 CO₂ + H₂O ↔ H₂CO₃

H2CO3↔ H⁺ + HCO3^- HCO3^-↔ H⁺ + CO3

2-L’augmentation de la teneur en CO2 dans l’eau a tendance à faire diminuer le pH et donc à diminuer l’effet tampon de l’eau de mer. Cette diminution de pH est clairement observée dans les séries temporelles de données acquises sur les mouillages déployés aux stations ESTOC, HOT et BATS (Figure I.7). Cette diminution du pH a également des conséquences sur la biodiversité du plancton défavorisant ainsi les espèces qui contiennent du calcaire dans leur squelette.

Figure I.7 : Variations de la pression partielle en CO₂ (pCO₂) et variations du pH dans l’océan de

surface ces 20 dernières années. En bleu : séries temporelles de la station européenne (ESTOC, 29°N, 15°W) ; en vert : séries temporelles de la station de Hawaii (HOT : 23°N, 158°W) ; en rouge : séries temporelles de la station des Bermudes (BATS : 31/32°N, 64°W)(Bindoff et al., 2007).

b.Le rôle de l’océan dans le climat

Les océans possèdent une influence très importante sur l’atmosphère et donc sur la Terre car ils sont les principaux réservoirs de chaleur, d’eau et de carbone accessibles. Si la température des plus basses couches de l’atmosphère sur l’océan est différente de celle de la surface de la mer, il se produit un important échange de chaleur et d’eau entre les deux, la température de l’atmosphère s’ajustant à celle de la mer du fait de sa faible capacité thermique.

Dans l’océan les couches de surface chaudes sont ainsi séparées des couches froides plus profondes par une thermocline. Le transfert de chaleur de l’atmosphère à l’océan dans les zones tropicales et subtropicales induit un transfert de chaleur de l’océan vers l’atmosphère dans les zones polaires et subpolaires. Les changements de température de l’atmosphère et de l’océan dus aux perturbations anthropiques (et à l’augmentation de CO₂) peuvent perturber ce phénomène et engendrer des changements climatiques régionaux très importants (comme par exemple la diminution ou la disparition de certains courants tels que le Gulf Stream jouant un rôle primordial sur le climat).

Figure I.8 : Schéma des changements observés sur l’état de l’océan, incluant la température de l’océan, la salinité, le niveau de la mer, la glace de mer et les cycles biogéochimiques (Bindoff et al., 2007).

La Figure I.8 permet de schématiser les changements observés sur l’état de l’océan dus à l’augmentation de température et à la diminution du pH. On observe également l’augmentation du niveau de la mer due pour une partie à la fonte des glaces (de l’Arctique principalement) mais aussi à la dilatation de l’eau lors de son réchauffement.

Le mouvement des masses d’eau océaniques à l’échelle planétaire joue donc un grand rôle dans la régulation des flux de chaleur à la surface de la Terre, et par là même sur le climat. Une masse d’eau d’une origine donnée se caractérise par sa teneur en certains éléments que l’on appelle "traceurs".

Les sels nutritifs font partie de ces traceurs. Leur connaissance permet d’évaluer le mélange des masses d’eaux océaniques et de déterminer leur origine. Il est également possible, après déconvolution, d’obtenir une information sur l’activité biologique du milieu. Le suivi de ces traceurs dans le temps permet de déterminer si une masse d’eau a évolué (flux diminué ou augmenté…) et permet ainsi de déterminer une tendance liée au réchauffement climatique. Ces données introduites dans des modèles doivent ainsi contribuer à la prédiction de l’évolution climatique des années à venir.

L’acquisition de longues séries temporelles de données de concentrations en sels nutritifs nous permettrait non seulement d’obtenir des informations primordiales sur les courants et donc le changement climatique global mais également des informations primordiales pour le suivi du cycle du carbone dans l’océan.