Effet de serre naturel et effet de serre additionnel

EFFET DE SERRE NATUREL ET EFFET DE SERRE ADDITIONNEL

L’atmosphère joue un rôle extrêmement important car elle régule l’échange d’énergie
avec l’espace, qu’il s’agisse du rayonnement solaire, dont une moitié seulement atteint la surface de la planète ou du rayonnement infrarouge émis par la terre, dont une grande partie est absorbée par l’atmosphère, avant d’être réémis partiellement vers le sol. Ce dernier effet est connu sous le nom d’effet de serre. C’est cet effet de serre naturel qui maintient la température moyenne à la surface de notre planète aux environs de 15 °C alors qu’elle serait sinon, voisine de – 18 °C. Ce sont des gaz présents en très faible quantité dans l’atmosphère: la vapeur d’eau (H2O), le dioxyde de carbone (CO2), le méthane (CH4) et les oxydes nitreux (N2O), qui vont réguler notre environnement terrestre, car ils ont la propriété d’absorber le rayonnement infrarouge. La vapeur d’eau est le plus important de ces gaz, à la fois par sa concentration (environ 0.3 % de la masse de l’atmosphère) et par son rôle climatique. On estime qu’elle est responsable d’un effet de serre naturel de + 20°C alors que le CO2 contribue à une élévation de la température d’équilibre à la surface de la Terre de + 10°C. C’est cependant un gaz qui est rarement pris en considération en tant que gaz à effet de serre car les perturbations anthropiques sur sa concentration sont faibles. C’est cet effet de serre naturel qui est augmenté par la modification de la composition chimique de l’atmosphère. L’essor des activités industrielles et la déforestation ont introduit dans l’atmosphère des gaz à effet de serre par la combustion des combustibles fossiles (charbon, pétrole, gaz naturel). La plus grosse contribution à l’intensification de l’effet de serre, induisant un effet de serre additionnel est celle du CO2. Il contribue à 55% à l’effet de serre additionnel sur les années 1980 à 1990, et les gaz autres que le CO2 (méthane, oxydes nitreux, CFC, ozone troposphérique) sont désormais responsables d’une moitié environ du taux d’augmentation de l’effet de serre (IPCC, 1990). La perturbation engendrée par l’effet de serre additionnel pourrait être à l’origine de fluctuations climatiques dont on mesure mal les conséquences. Divers scénarios d’évolution climatique prévoient un réchauffement de la planète de 1.5°C à 5.8°C d’ici à 2100 par rapport à 1990, si l’augmentation du CO2 dans l’atmosphère continue à se poursuivre au rythme actuel (IPCC, 2001).

EVOLUTION DE LA TENEUR ATMOSPHERIQUE EN DIOXYDE DE CARBONE

La composition chimique de l’atmosphère en dioxyde de carbone est bien connue, sur des périodes de temps très longues, grâce aux mesures qui ont pu être faites dans les glaces de l’Antarctique et du Groenland. A partir d’une carotte de glace prélevée au site Vostok, Lorius et al., (1990) ont montré qu’au cours des 100000 dernières années, les fluctuations de température étaient suivies généralement de variations de la teneur atmosphérique en CO2 et CH4 (figure I.1). Il est possible que les changements de la teneur en CO2 atmosphérique aient été causés par des changements du climat, et que le CO2 et les autres gaz à effet de serre aient amplifié ces changements paléoclimatiques. Les reconstitutions paléoclimatiques illustrent donc bien l’étroite corrélation entre le bilan d’énergie à la surface de la planète et la teneur atmosphérique en gaz carbonique, et elles montrent que si le cycle naturel du carbone est susceptible de variations importantes, celles-ci restent lentes à l’échelle d’une vie humaine. Au cours des 100000 dernières années, le CO2 atmosphérique a varié entre 200 et 280 ppm, cette variation étant associée aux âges glaciaires, puis cette teneur s’est stabilisée à ± 10 ppm au cours des mille dernières années (Barnola et al., 1995), avant l’essor de la population et de l’économie mondiale de la période industrielle de 1850 (figure I.2). La teneur atmosphérique en CO2 a augmenté de 30% par rapport à la teneur naturelle existant avant le début de l’ère industrielle, du fait de l’activité humaine. Depuis 1958, des stations de mesures systématiques de CO2 dans l’atmosphère ont été installées, d’abord à Mauna Loa, Hawaï (Keeling, 1968), et puis récemment à l’échelle globale, avec plus de 60 stations réparties dans le monde entier, de sorte que le contenu en CO2 dans l’atmosphère est relativement bien connu. La figure I.3a montre un fort signal saisonnier de l’augmentation du CO2 atmosphérique de l’hémisphère nord. Ces oscillations saisonnières sont dues à l’absorption du CO2 par la végétation pendant le printemps et l’été boréal, reflétant la plus grande superficie de végétation terrestre dans l’hémisphère Nord par rapport à l’hémisphère Sud. Ces mesures ont mis en évidence une augmentation rapide de la concentration du CO2 atmosphérique, d’environ 0.5% par an soit 1.5 ppm par an. La plupart des émissions anthropiques ayant lieu dans l’hémisphère nord industrialisé, elles ont engendré une différence interhémisphérique de CO2 dans l’atmosphère (figure I.3b), malgré les émissions de CO2 associées à l’utilisation des terrains tropicaux, qui constituent une source plus faible et moins bien quantifiée de CO2 (tableau I.1). D’un point quantitatif, pour les années 1989 à 1998 (tableau I.1), on estime que 6 à 7 Gt (1Gt =10¹⁵ g) de carbone sont émises annuellement par la combustion du charbon et du pétrole, et 1 à 2 Gt par la déforestation. La moitié de ces émissions anthropiques de CO2 restent stockées dans l’atmosphère, soit environ 3.3 Gt. Ceci veut dire que la différence, soit environ 4.6 Gt, est absorbée par les deux autres réservoirs qui sont en contact avec l’atmosphère: l’océan et la biosphère continentale. Le niveau futur du CO2 atmosphérique dépend de l’évolution de ces processus de régulation: on peut par exemple supposer qu’un océan plus chaud absorbera moins de carbone, mais qu’au contraire la végétation continentale pourra croître de manière plus importante dans une atmosphère plus riche en dioxyde de carbone.

SYSTEME DES CARBONATES DANS L’EAU DE MER

Plus de 95% du carbone se trouve dans l’océan sous forme de carbone inorganique dissous (DIC) ou CO2 total (TCO2). Il se présente comme la somme des concentrations des espèces du carbone inorganique dissous dans l’eau de mer:

TCO2 = [CO2(aq)] + [H2CO3] + [HCO3- ] + [CO3 2-]

Les bicarbonates (HCO3-) constituent environ 90% de TCO2, les carbonates (CO3 2-), 9%, le dioxyde de carbone (CO2), 1%, et l’acide carbonique (H2CO3) les 0.001% restants. Ces proportions relatives sont assez variables, et TCO2 varie dans l’océan mondial de 1850 à 2300 µmol kg-1.

Equilibre chimique entre les formes dissoutes

L’équilibre chimique entre les formes gazeuse et dissoutes du CO2, est régi par la série d’équilibre:

CO2(g) ⇄ CO2(aq) (I.1a)
CO2(aq) + H2O ⇄ H2CO3 (I.1b)
H2CO3 ⇄ H+ + HCO3- (I.1c)
HCO3- ⇄ H+ + CO3 2- (I.1d)

Les ions CO3 2- peuvent précipiter pour former du carbonate de calcium selon la réaction:

Ca 2+ + CO3  2- ⇄ CaCO3(solide)↓ (I.1e)

Le pH dans l’eau de mer

Il est gouverné essentiellement par le système des carbonates. Le pH des eaux de surface varie généralement entre 8.0 et 8.3. Une addition de CO2 dans l’eau de mer par transfert de CO2 atmosphérique, par respiration ou par oxydation de la matière organique transforme les carbonates en bicarbonates et provoque une diminution de pH. Ceci apparaît en combinant les équilibres (I.2b) et (I.1d), sous la forme synthétique:

CO2 + H2O + CO3 2- ⇄ 2 HCO3- (I.3)

Inversement, une diminution de CO2 entraîne une augmentation de pH et donc un déplacement de l’équilibre en faveur des carbonates. Le pH est un indicateur des processus biologiques et physiques qui ont lieu dans la colonne d’eau, car il y reflète l’état thermodynamique des couples acide/base du système du CO2. Toutefois l’eau de mer est tamponnée par le système d’équilibre entre espèces carbonatées et les processus évoqués cidessus ne causent qu’un faible changement de pH (< 0.1 unité de pH), ce qui exige une mesure très précise du pH (Clayton et al., 1995; Dickson, 1993b). Par définition, le pH mesure l’activité des protons en solution, pH = -log(H+ ) où (H+ )=γH+[H+ ], γH+ étant le coefficient d’activité du proton. Comme il est impossible de mesurer l’activité d’un ion unique, le pH de la solution est défini selon la méthode opérationnelle qui sert à le mesurer. Il est déterminé à partir de la mesure de deux forces électromotrices (E), par rapport à une électrode de référence, dans une cellule du type:

électrode de verre │ solution (X) │ solution de KCl │ électrode de référence

Le pH dans l’échelle NBS (National Bureau of Standard) (Bates, 1973) basé sur des tampons de faible force ionique et de composition fort éloignée du milieu marin (tampons NBS), et il s’exprime par pH(NBS) = – log(H+ ). C’est l’échelle utilisée pour la chimie des solutions aqueuses diluées, mais elle n’est pas recommandée pour des mesures dans l’eau de mer à cause des différences entre les potentiels de jonction liquide pour l’eau de mer et pour les tampons (Dickson, 1984; Millero, 1986; Millero et al., 1993a).

Il est maintenant reconnu qu’une échelle basée sur la concentration en protons est la plus pratique pour l’étude en milieu marin (Dickson et Millero, 1987; Millero et al., 1993a). Des mesures exactes de pH nécessitent que l’expression (I.4) soit valable par rapport à une échelle de pH particulière pour l’eau de mer (échelle des protons libres, échelle des protons totaux et échelle SWS) définie d’après des solutions tampons servant à la calibration de l’électrode. Dans l’échelle des protons libres (Khoo et al., 1977; Ramette et al., 1977), le pH est défini par: pHF = – log[H+]F.

Bien que l’échelle des protons libres soit conceptuellement la plus claire, Dickson (1993a) a proposé de retenir l’échelle des protons totaux, car elle est plus précise. Il pense qu’il n’est ni nécessaire, ni désirable d’inclure les fluorures dans la définition du pH, et que ceux-ci doivent être explicitement traités comme une espèce mineure lorsque c’est nécessaire. Pour tenir compte de l’ensemble de ces recommandations, nous avons donc adopté l’échelle des protons totaux, qui est utilisée actuellement par la majorité des chercheurs. Afin de minimiser l’erreur due au potentiel de jonction résiduel, il faut que la force ionique de la solution standard s’approche de celle de la solution à tester; ce qui est réalisable en utilisant une solution tampon dans de l’eau de mer artificielle de salinité connue. Les solutions utilisées sont composées de ‘tris’ (2-amino-2-hydroxymethyl-1,3-propanediol) dans de l’eau de mer (Dickson, 1993a; Hansson, 1973a; Ramette et al., 1977). DelValls et Dickson (1999) ont réévalué les équations à utiliser pour calculer le pH des solutions tampons ‘tris’ pour différentes températures et salinités. Ainsi, il est actuellement possible d’utiliser ces étalons pour obtenir des mesures valables de pH dans l’échelle des protons totaux. Il faut rajouter au problème du choix parmi ces trois échelles, celui du choix de l’unité des concentrations. Elles sont exprimées soit en mol kg-1 d’eau (molalité) soit en mol kg 1 d’eau de mer. Ces deux unités sont reliées par (Dickson, 1993a): pH (mol kg-1 d’eau de mer) = pH (mol kg-1 d’eau) – log(1 – 0.00106S), où S est la salinité.

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Table des matières

INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE I – CONTEXTE GENERAL DE L’ETUDE
I-1. Effet de serre naturel et effet de serre additionnel
I-2. Evolution de la teneur atmosphérique en dioxyde de carbone
I-3. Absorption océanique du CO2 anthropique
I-4. Système des carbonates dans l’eau de mer
I-4. 1. Equilibre chimique entre les formes dissoutes
I-4. 2. Le pH dans l’eau de mer
I-4. 3. L’alcalinité totale
I-4. 4. La pression partielle du CO2
I-4. 5. Spéciation du système des carbonates
I-5. Processus affectant la distribution de pCO2 dans l’océan: variations naturelles
I-5. 1. Effets thermodynamiques
I-5. 2. Effet tampon de l’océan
I-5. 3. Activité biologique
I-5. 4. Processus dynamiques et échanges air-mer à l’échelle de l’océan mondial
CHAPITRE II – PRESENTATION DE LA ZONE D’ETUDE ET OBJECTIFS
II-1. Caractéristiques hydrologiques de la Méditerranée
II-1. 1. Circulation des masses d’eau en Méditerranée
II-1. 2. La Méditerranée: son rôle dans la circulation thermohaline océanique
II-2 Cycle du carbone en Méditerranée : intérêt de l’étude
II-3. Présentation du bassin Liguro-Provençal
II-3. 1. Circulation des masses d’eau en présence dans le bassin
II-3. 2. Le front Liguro-Provençal
II-3. 3. La formation d’eau dense
CHAPITRE III – VARIABILITES SPATIO-TEMPORELLES DE pCO2 DANS LES EAUX SUPERFICIELLES DU BASSIN LIGURO-PROVENÇAL
III-1. Présentation du programme Dyfamed et de la bouée Carbone
III-2. Variations spatio-temporelles de pCO2 dans les eaux superficielles du bassin LiguroProvençal
III-2. 1. Distribution de pCO2 le long de la radiale Nice-Calvi: quelques exemples
III-2.1.a. Présentation de l’hydrologie du bassin
III-2.1.b. Répartition de la pression partielle de CO2 en surface dans le bassin
III-2. 2. Distribution de pCO2 en surface dans la zone côtière continentale
III-2.2.a. Variabilité saisonnière du front Liguro-Provençal
III-2.2.b. Incidence de la variabilité du front sur la répartition superficielle de pCO2
III-3. Variabilité temporelle de pCO2 autour du site Dyfamed
III-3. 1. Variabilité à l’échelle de la journée
III-3. 2. Variabilité à l’échelle du mois
III-3. 3. Variabilité annuelle et interannuelle
III-4. Etude des relations entre pCO2 et les propriétés de l’eau de surface au site Dyfamed..105
III-4. 1. Examen des corrélations
III-4. 2. Estimation des processus de contrôle de la variabilité saisonnière de pCO2(13°C)
III-4. 3. Conclusion
III-5. Comparaison entre zone centrale et zone côtière
III-5. 1. Comparaison des cycles annuels
III-5. 2. Corrélation pCO2(13°C)-température dans la zone du courant LiguroProvençal
CHAPITRE IV – VARIATIONS SAISONNIERES DE TCO2 DANS LA COUCHE DE MELANGE AU SITE DYFAMED
IV-1. Article 1
IV-2. Diminution saisonnière du contenu en carbone inorganique dissous dans la couche de mélange
IV-2. 1. Production biologique dans la couche de mélange au site Dyfamed
IV-2. 2. Production nouvelle et matière organique dissoute
Article 1 : “Processes controlling annual variations in the partial pressure of CO2 in surface waters of the central northwestern Mediterranean Sea (Dyfamed site)”
CHAPITRE V – SYSTEME DES CARBONATES DANS LA COLONNE D’EAU AU SITE DYFAMED
Article 2 : “Distributions of carbonate properties and oxygen along the water column (0 – 2000 m) in the central part of the NW Mediterranean Sea (Dyfamed site). Influence of
the winter vertical mixing on air-sea CO2 and O2 exchanges”
CONCLUSION GENERALE

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