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Les cycles géochimiques


Le Cycle du Carbone
Introduction

L’élément Carbone1 (C) s’est formé au cours de la phase stellaire de la formation du système solaire : 3 noyaux d’hélium fusionnent pour former 1 noyau de 12C stable. Puis le réchauffement gravitaire de la protoplanète a favorisé les réactions de réduction qui aboutirent à la libération de CO:

(Mg,Fe)SiO4  MgSiO3 + FeO , FeO + C  2 Fe + CO2

olivine pyroxène magnésien
Le carbone est l’élément de référence de tous les constituants de la matière organique : glucides, lipides, protides, acides nucléiques et vitamines. Le carbone est capté par les autotrophes sous forme de CO2 puis incorporé dans leurs molécules organiques (cycle de Calvin). L’utilisation des autotrophes par les hétérotrophes à des fins trophiques permet le transfert du C d’un niveau à l’autre des chaînes alimentaires. Le C retourne à l’état minéral durant toute la vie des êtres vivants (échanges gazeux respiratoires, excrétion) et à leur mort. La présence du C alternativement sous forme minérale et organique, le caractère réversible et équilibré des échanges entre les différents réservoirs permettent de définir un cycle biogéochimique du C dans la réalisation duquel les êtres vivants ont un rôle moteur : le cycle actuel du carbone est conditionné par la photosynthèse et la respiration.
1 - Les réservoirs de dioxyde de carbone dans la nature actuelle

Un réservoir représente un compartiment qui contient un élément donné (le C) sous une forme donnée
oxydée (CO, CO2, HCO3-, CO32-),

non oxydée (C) ou

réduite (MO : Cn(H2O)n, CH4, hydrocarbures, charbon)
séparé d’un autre réservoir par des barrières physiques (couche de charbon /atmosphère) ou de dissolution (atmosphère/hydrosphère, hydrosphère/sédiments) mais susceptible de réaliser des échanges avec lui (dont l’intensité est donné par le débit ou le flux, masse de l’élément transféré d’un compartiment à l’autre par unité de temps) ; les réservoirs de C dans la nature actuelle sont les réservoirs atmosphérique et hydrosphérique, les sédiments et les roches, la MO vivante ou morte.
Un système constitué de plusieurs réservoirs qui réalisent entre eux des échanges est en équilibre si les sommes des flux entrants et sortants sont égales pour chacun des réservoirs ; si ce n’est pas le cas, le système est en déséquilibre : un des réservoirs s’enrichit ou s’appauvrit en C. On définit le temps de résidence d’un élément dans un réservoir comme le rapport entre la masse totale de l’élément contenu dans le réservoir et la somme des flux entrants et sortants : c’est le temps moyen nécessaire au complet renouvellement du réservoir pour l’élément considéré.


1 – 1 – Le réservoir atmosphérique

Le réservoir atmosphérique de carbone est constitué essentiellement par le dioxyde de carbone atmosphérique, présent à l’état gazeux à la concentration de 365 ppmv2 (0,0365 %), d’où une masse de carbone dans l’atmosphère estimée à 750 Gt. Sa concentration, stable dans l’atmosphère jusqu’au début de l’ère industrielle (XVIIIème siècle), est passée de 280 ppm (0,028%) à 365 ppm ; les conséquences de l’effet de serre dû à une telle augmentation sont à craindre (augmentation de la T globale moyenne, fonte des glaces et augmentation du niveau marin, perturbation de la circulation des masses d’air et des courants marins d’où des modifications climatiques locales…).

Le monoxyde de carbone est présent en quantité beaucoup plus faible (jusqu'à 20 ppm dans un tunnel autoroutier). Il se forme naturellement à partir de l’oxydation du méthane. L’augmentation de la teneur atmosphérique du CO est due à parts égales à la combustion des combustibles fossiles (poêle à charbon fonctionnant mal, donnant lieu à des asphyxies) et aux incendies des forêts tropicales.
Les sources du CO2 atmosphérique sont variées :

+ des sources géologiques :

- production à partir du monoxyde de C sous l’effet des UV : CO + ½ O2  CO;

- dégazage du manteau de la planète primitive, initialement rapide (90% en 600 Ma) puis moindre mais continu à la faveur des éruptions volcaniques. Il augmente dans les périodes où le taux d’expansion océanique est élevé : au Crétacé inférieur, le taux d’expansion océanique est multiplié par un facteur 1,7 par rapport à l’actuel d’où une production abondante de carbonates qui régulent l’excédent de CO2 (depuis, le taux de CO2 diminue du fait de la diminution du taux d’expansion avec pour conséquence la baisse du niveau marin et l’augmentation des surfaces continentales exposées à l’altération, consommatrice de CO2) ;

- précipitation des carbonates : Ca2+ + 2 HCO3-  CaCO3 + CO2 + H2O ;

- altération des silicates (dont le basalte océanique) :

CaSiO3 + Mg2+ + 2 HCO3-  MgSiO3 + CaCO3 + CO2 + H2O ;

- métamorphisme des carbonates dans les zones de subduction (libération de CO2 accompagnant les éruptions du volcanisme orogénique, andésitique).
+ des sources biologiques :

- respiration et fermentations ;

- oxydation du méthane produit par les fermentations dans le tube digestif des Ruminants et émis par éructation ;

- anthropisation de la planète, en particulier depuis l’ère industrielle : grands défrichements (diminution de la photosynthèse, brûlage des arbres et des terres, destruction rapide de grandes masses d’humus), labours profonds (remontée du C piégé en profondeur dans le sol), augmentation exponentielle de la combustion du bois et des combustibles fossiles (réactualisation du C piégé sous forme de charbon et de pétrole), pollution par les hydrocarbures (film hydrofuge réduisant les échanges atmosphère-hydrosphère).
Les principales causes de disparition du CO2 atmosphérique sont :

- l’altération atmosphérique des silicates : MgSiO3 + 2 CO2 + H2O  Mg2+ + 2 HCO3- + SiO;

- la dissolution des carbonates (réaction reverse de la précipitation) ;

- la dissolution du CO2 atmosphérique ou volcanique dans l’eau CO2 + H2O  H+ + HCO3-  H+ + CO32- ;

- la photosynthèse et la chimiosynthèse des producteurs primaires ;

- le piégeage dans les sédiments carbonés (à l’origine de la future matière organique fossile) : sapropèles, tourbe…
1 – 2 – Le réservoir hydrosphérique

Le réservoir aquatique est soumis à 2 équilibres : l’un avec le CO2 atmosphérique, l’autre avec les carbonates. Le CO2 est présent dans l’eau à l’état dissous. Le taux de CO2 de l’eau est proportionnel à la Pco2 dans l’atmosphère (loi de Henry) ; en conséquence, l’augmentation du taux de CO2 atmosphérique favorise sa diffusion vers l’eau, et réciproquement : à l’équilibre, la masse de C dans les océans, sous forme principalement d’HCO3- (avec un peu de CO2 dissous et de CO32-), est estimée à 38 000 Gt.
Le CO2 dissous dans l’eau se comporte comme un acide faible (l’hydratation du CO2 conduit à l’acide carbonique : CO2 + H2O  H2CO3) qui attaque les roches calcaires en transformant le carbonate de calcium en hydrogénocarbonate soluble, entraîné par les eaux de ruissellement ou les courants :

dissolution du calcaire

CaCO3 + CO2 + H2O Ca(HCO3)2

précipitation par la photosynthèse
Le prélèvement du CO2 par les végétaux entraîne la rupture de l’équilibre :

- phénomène des eaux laiteuses dû à la présence en suspension de microcristaux de calcite précipités sous l’effet d’une photosynthèse intense pratiquée par le phytoplancton les journées très ensoleillées (littoral de la Manche ou de l’Atlantique) ;
- formations de tufs sous l’effet de la photosynthèse pratiquée par les Mousses poussant sur les parois suintantes des falaises calcaires.
Les ensembles continentaux et marins ne sont pas étanches : des échanges ont lieu à l’interface air- eau, favorisés par l’alcalinité de l’eau de mer (pH 8,5).
1 – 3 – Le réservoir biologique

La masse de C des organismes vivants est estimée à 3 à 6 000 Gt (800 Gt sur les continents sous forme de MO « vivante » à laquelle s’ajoutent 4 000 Gt de déchets biologiques : humus, matière organique dissoute). La masse de C se répartit surtout entre 2 réservoirs : biomasse des boues et sédiments marins (Bactéries et débris planctoniques) et biomasse des sols (Bactéries, Champignons et débris végétaux) ; les autres réservoirs sont de moindre importance (bois des forêts, plantes herbacées, phytoplancton) voire négligeable (animaux).
La biomasse carbonée terrestre est de 800 Gt, en équilibre avec une masse équivalente de CO2 atmosphérique (750 Gt) ; la biomasse carbonée marine est de 3 Gt, en équilibre avec un réservoir considérable de C sous forme de carbonates (38 000 Gt). Photosynthèse et respiration s’équilibrant, la masse de C intéressée par ces transferts est de 35 Gt pour les continents, 25 Gt pour les océans ; en conséquence, le réservoir atmosphérique de CO2 se trouve renouvelé tous les 21 ans (750 / 35) alors que le réservoir marin des carbonates n’est renouvelé que tous les 15 siècles (38 000 / 25).
Les mouvements de C ont des impacts très différents sur les biomasses continentale et marine :

- en milieu continental, la biomasse végétale est conservatrice (la biomasse animale est négligeable) et se renouvelle tous les 20-25 ans (800 / 35), durée qui représente le temps de résidence du C et qui correspond à la durée de vie moyenne des végétaux continentaux (compte tenu des espèces annuelles et pérennes telles que les arbres) ; les forestiers parlent de révolution (turn-over) ;
- en milieu marin, le renouvellement est beaucoup plus rapide : environ 8 fois par an (3 / 25), ce qui correspond à la durée de vie moyenne des cycles de développement du phytoplancton (1,5 mois) :
continents océans

800 Gt 750 Gt

C du vivant C atmosphérique 3 Gt 38 000 Gt

1 tour / 20 - 25 ans C du vivant C hydro-

 biomasse durable en équilibre sphérique

avec une masse équivalente de C inerte

8 tours / an

 biomasse fugace avec un large volant de C inerte

2 – Des réservoirs dans la géosphère

Dans la géosphère, le C est sous la forme oxydée dans les sédiments carbonatés (3/4 à 4/5 du C crustal : calcaires, marbres, dolomies) ou sous forme réduite (essentiellement kérogène et formes exploitables représentant 1% du C réduit : pétrole, charbon).
2 – 1 - Le piégeage du carbone sous forme lithologique dans la croûte

La fixation du CO2 par les végétaux (la précipitation du C sous forme de CO32- ou HCO3- est toujours due à l’activité photosynthétique, essentiellement procaryotique) peut aboutir à une impasse si le C n’est plus mobilisé, étant fixé sous forme de roches carbonées ou carbonatées (20.106 à 60.106 Gt) :

§ les roches carbonées (charbon et pétrole3) représentent une réserve de 5.106 à 15.106 Gt de C (le ¼ de la quantité de C piégé sous forme lithologique). Ils ont pour origine respectivement la carbonification de la matière organique des végétaux de la forêt houillère (forêt tropicale installée en bordure de bassin subsident - marin ou lacustre - et ennoyée de façon continue ou périodique) ou de la matière organique du phytoplancton (production primaire considérable dans les mers épicontinentales). Actuellement, le CO2 atmosphérique se trouve fixé sous la forme :

- de tourbe (roche spongieuse de d < 1, dans laquelle les débris végétaux sont reconnaissables ; 55 % de C) qui est le produit de l’accumulation et de la décomposition partielle des bases des tiges feuillées de Bryophytes proches des Mousses, les Sphaignes ;
- de sapropèles (vases riches en matière organique) sous l’effet de l’activité photosynthétique d’« algues » vertes du genre Botryococcus capables de synthétiser des hydrocarbures voisins du fuel lourd dans une proportion de 25 à 70 % du liquide extrait des colonies.
§ les sédiments et les roches carbonatés4 représentent 15 à 45.106 Gt de C (valeur estimée à partir de l’analyse des surfaces occupées par les affleurement sur la somme des cartes géologiques du monde, et de leur épaisseur). L’essentiel du carbone fixé provient de sa précipitation biochimique sous forme de CaCO3 (calcite, aragonite) et (Mg,Ca)CO3 (dolomie), sous l’effet :

+ de Procaryotes : Bactéries et Cyanobactéries responsables de la construction de stromatolithes, qui sont des constructions discoïdes, mamelonnées ou en forme de pilier montrant sur les sections une zonation due à une croissance cyclique ; ces formations sont connues du Précambrien (3 000 Ma) à l’Actuel (Bahamas, Floride) ;
+ d’« algues »: accumulation des tests calcaires des Coccolithophorales (coccosphères de la craie), imprégnations calcaires de la paroi cellulosique d’Algues rouges (thalles encroûtants : Lithophyllum incrustans ; dressés et ramifiées, rigides : Lithothamnion calcareum qui constitue le maërl en Bretagne, ou articulé : Corallina officinalis) ou d’Algues vertes (Halimeda au thalle constitué de disques calcifiées)…
+ d’animaux :

- calcaires d’accumulation de tests de Foraminifères ou de coquilles de Mollusques (faluns, lumachelles). Ces tests et coquilles de calcite (CaCO3, rhomboédrique) ou d’aragonite (CaCO3, orthorhombique) disparaissent en dessous de la surface de compensation des carbonates (CCD) ; l’hydrogénocarbonate solubilisé redevient disponible pour la libération de CO2 en cas de déplacement de l’équilibre vers la gauche ;

- calcaires construits formant souvent des récifs (polypiers des Madréporaires récifaux avec leurs Zooxanthelles intracellulaires, coquilles des Rudistes, tubes des Hermelles...).
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