Equilibre du CO2 entre l'atmosphère et l'océan

Comme nous l'avons vu dans la partie 2 du cycle du carbone, sur Terre, le carbone se trouve sous différentes formes, parfois au sein d'un même réservoir.

Dans l'océan, il se trouve essentiellement sous trois formes :

• le carbone inorganique dissous, CID (ou DIC pour Dissolved Inorganic Carbon en anglais). Il prend alors la forme de :
  • CO₂
  • H₂CO₃
  • HCO₃^-
  • CO₃^2-
• le carbone organique dissous, COD (ou DOC pour Dissolved Organic Carbon en anglais). Ce sont des molécules organiques de taille < 0,45 µm.
• le carbone organique particulaire, COP (ou POC pour Particulate Organic Carbon en anglais). Ce sont des matériaux organiques vivants et non vivants.

Les proportions de carbone pour ces différentes formes sont approximativement :

CID : COD : POC = 2 000 : 38 : 1

Les échanges océan-atmosphère : le CO₂ et le climat

L'un des enjeux majeurs de l'océanographie est de calculer le flux de CO₂ à l'interface océan-atmosphère. Des programmes d'études et d'analyses de grande ampleur ont été lancés au cours des décennies écoulées, tel que le JGOFS : Joint Global Ocean Flux Study à la fin des années 1980. Ce programme s’intéressait aux échanges entre l'atmosphère et l'océan, mais également entre la zone euphotique (zone de l'océan où la lumière pénètre suffisamment pour rendre la photosynthèse possible) et l’océan plus profond, voire jusqu’aux échanges entre l’eau et les sédiments.

Plus récemment, en 2016, le projet GLODAPv2 (Global Ocean Data Analysis Project, Version 2) s'est concentré sur le même type de recherches et analyses. De telles études nécessitent le déploiement d'un très grand nombre de campagnes océanographiques dont les résultats permettent (entre autres) d'obtenir des cartes de distribution spatiale du CO₂ dans l'océan et de mettre en avant les zones majeures d'échange entre l'atmosphère et la surface de la mer, telles que la carte présentée ci-dessous :

Obtenir cette carte du flux annuel moyen de CO₂ entre la surface de la mer et l'atmosphère n'est pas si facile que ça. Il faut coupler les données de l'hiver et de l'été (en fonction des hémisphères) pour obtenir les amplitudes saisonnières et déterminer une valeur moyenne annuelle pour une zone géographique donnée. C'est pour ça que l'océan est dévisé en petits carreaux : chaque carreau est moyenné, ce sont les pixels modélisés.

Sur cette carte, plusieurs niveaux de couleurs ressortent. Plus les couleurs sont chaudes, vers le rouge, plus la surface de l'océan est sursaturé en CO₂. Plus les couleurs sont froides, bleu à magenta, plus la surface de l'océan est sous-saturée. Si vous avez un doute sur le sens de ce dont on parle, vous pouvez revenir sur la notion de saturation par le petit point de vocabulaire sur le sujet.

L'eau peut se trouver dans trois niveaux de saturation différents : 

• Soit elle est sous-saturée en CO₂, comme c'est le cas dans les zones magenta et bleues sur la carte. Alors on parle de puits de carbone car l'océan va capter le CO₂ de l'atmosphère afin de tendre vers son équilibre : atteindre la saturation.
• Soit elle est saturée (on dit aussi "à saturation"), c'est un état d'équilibre dans lequel les entrées et les sorties de CO₂ dans l'océan sont à l'équilibre : il sort autant de gaz qu'il en rentre à l'état dissous. C'est le cas dans toutes les zones vertes présentées sur la carte ci-dessus.
• Soit elle est sursaturée en CO₂, comme c'est le cas dans les zones jaunes à rouges sur la carte : l'abondance de CO₂ dissous est telle que l'eau ne peut le conserver et le renvoie vers l'atmosphère : on parle de source de CO₂.

Le contrôle des échanges de CO₂ entre océan et atmosphère résulte essentiellement de deux mécanismes :

• la biologie,
• et la circulation océanique.

Les organismes produisent de la matière organique qui consomme du CO₂ et donne du dioxygène O₂. Ce qui joue sur le CO₂, mais aussi sur le O₂, de l'océan et de l'atmosphère.

Pour voir perdurer les échanges entre l'océan et l'atmopshère, il faut une dynamique active.
Cette dynamique est mise en marche par des plongements d’eau de surface vers les profondeurs, appelés des downwellings, et des résurgences d'eau profonde en surface, appelées des upwellings, autour de l’équateur.

La circulation océanique globale relie tous les océans du monde par un "tapis roulant" appelé la circulation thermohaline ("thermo-" pour la température et "-haline" pour la salinité, donc une circulation contrôlée par la température et la salinité des masses d'eau).

Sur cette carte très simplifiée produite par la NOAA, vous voyez la circulation thermohaline, le tapis roulant océanique, qui parcourent les différents océans du monde. Les parties rouges sont les circulations des masses d'eaux chaudes en surface, les parties bleues sont les circulations des masses d'eaux froides en profondeur. On remarque que la zone de plongée d'eau profonde la plus marquée est dans le nord de l'Atlantique nord. Cette représentation est très simplifiée et elle sera reprise beaucoup plus en détails dans d'autres chapitres. En attendant, pour les anglophones, vous pouvez aller voir cette autre page de la NOAA sur le sujet.

La formation d’eau profonde (downwelling) se produit dans les latitudes polaires. Le plongement des eaux de surface en profondeur piège le CO₂ dans le fond de l'océan, ce qui fait de ces zones de puits de CO₂ (comme on peut le voir sur la carte du flux moyen de CO₂ présentée ci-dessus). Les remontées d'eau profonde en surface (les upwellings) se produisent sous des latitudes tropicales et équatoriales. En remontant par upwelling, les masses d’eau issue du fond, enrichies en CO₂, sursaturent la surface de l'océan en CO₂, ce qui fait de ces zones des sources de CO₂.

Le Pacifique tropical équatorial Est est sensible à El Niño qui stoppe les échanges de gaz entre océan et atmosphère.

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