Rétroactions de la « contre-pompe » des carbonates solides

La synthèse de squelettes carbonatés par les organismes biologiques a aussi une influence sur les équilibres acido-basiques de l’eau de mer. Pour se former, le carbonate de calcium consomme des ions dissous, notamment des ions carbonates CO₃^2–. Pour compenser cette perte, des ions HCO₃^– (bicarbonates ou hydrogénocarbonates) se transforment en ions CO₃^2– et en CO₂ dissous.

La précipitation de CaCO₃ solide déplace donc les équilibres acido-basiques et conduit à une baisse du pH de l’eau de mer. Si la pCO₂ de l’eau de surface est en équilibre avec celle de l’atmosphère sus-jacente, l’excès de CO₂ lié à la calcification va diffuser de l’océan vers l’atmosphère. Ce phénomène est souvent appelé la « contre-pompe » des carbonates pour souligner le fait que la calcification a tendance à augmenter la pCO₂atmosphérique, contrairement à la pompe biologique organique décrite plus haut.

Après la mort des organismes, les squelettes carbonatés sédimentent dans la colonne d’eau et s’empilent sur le fond des océans pour y former des boues calcaires. Une partie des carbonates va se redissoudre sous forme d’ions carbonate et de calcium. La dissolution a lieu pendant la chute dans la colonne d’eau, ainsi que dans l’eau interstitielle des sédiments de surface. La réaction est favorisée car la solubilité du calcaire augmente avec la pression et diminue avec la température. Les pressions élevées et les basses températures du fond de l’océan favorisent donc la dissolution des carbonates formés dans les couches superficielles de l’océan. De plus, la dégradation de la matière organique diminuant le pH des eaux profondes, l’effet de sous-saturation du calcaire est encore augmenté, notamment dans le Pacifique nord où les masses d’eau âgées sont caractérisées par des TCO₂ élevées, ainsi que de faibles valeurs de pH et de teneurs de CO₃^2–.

Comme avec le carbone organique déjà mentionné, l’océan était dans un état d’équilibre dynamique avec la teneur en CO₂ atmosphérique naturelle. La contamination récente de l’océan par le CO₂ anthropique est venue modifier les équilibres acido-basiques. Le pH des eaux de surface a diminué de 0,1 unité pH et le degré de saturation du carbonate de calcium a diminué de façon significative, même si l’essentiel de l’océan de surface reste encore sursaturé vis-à-vis de la précipitation des carbonates de calcium, calcite et aragonite. Cependant, quelques régions naturellement proches de la saturation en surface (l’océan Arctique ou certaines zones d’upwelling côtier du Pacifique est) sont maintenant devenues clairement sous-saturées pour l’aragonite, ce qui empêche la formation de cette forme allotropique du CaCO₃ (moins stable que la calcite).

Des expériences en laboratoire et en mésocosmes suggèrent qu’une augmentation importante de la pCO₂ atmosphérique induirait une baisse de la calcification d’organismes comme les coraux récifaux ou les algues coccolithophoridés du phytoplancton. Une éventuelle baisse générale de la calcification océanique aurait donc comme conséquence une diminution de l’effet de « contre-pompe », c’est-à-dire qu’elle aurait tendance à faire baisser la pCO₂ atmosphérique (il s’agit donc d’une rétroaction négative).

Cependant, des études en milieu naturel indiquent que la réponse biologique est complexe car elle dépend notamment des espèces biologiques considérées. Des zones océaniques naturellement plus acides ont permis de mettre en évidence des adaptations de certains organismes (par exemple, adaptation morphologique et génétique des coccolithophoridés, acclimatation de certains coraux à l’acidification…). Des études en mésocosmes sont encore nécessaires pour étudier l’influence de ces adaptations sur la calcification d’un écosystème entier.

Parallèlement aux éventuels changements de la calcification biologique en surface, le système des carbonates pourrait rétroagir sur l’excès de CO₂ anthropique via sa neutralisation par dissolution des carbonates sédimentaires en profondeur. Comme on l’a vu plus haut, l’essentiel de l’océan profond n’est pas encore touché par la dissémination du CO₂ anthropique et la majeure partie des calcaires profonds n’est pas encore perturbée.

Néanmoins, le CO₂ anthropique a effectivement atteint la profondeur de saturation naturelle de l’aragonite dans certaines zones localisées aux latitudes subpolaires de l’océan Austral et du Pacifique nord. Dans ce dernier cas, l’anomalie de CO₂ a même atteint la profondeur de saturation de la calcite, plus stable que l’aragonite. La conséquence de cette dissémination du CO₂ anthropique est que la profondeur de saturation est remontée de plus de 100 m dans ces zones. On signale aussi l’extension verticale et horizontale de la zone de sous-saturation située à moyenne profondeur dans l’Atlantique subtropical. Cette extension spatiale de la sous-saturation des carbonates expose donc de nouvelles surfaces de sédiments calcaires à une eau sous-saturée, plus agressive qu’à l’état normal.

Il est important de signaler que la dissolution du calcaire n’est pas limitée à la zone sous-saturée de l’océan, mais elle est significative dès le premier kilomètre de profondeur. Une importante dissolution dans les eaux interstitielles du sédiment est liée à la reminéralisation du carbone organique qui crée des conditions sous-saturées dans les premiers centimètres de la colonne sédimentaire, même si l’eau profonde sus-jacente est sursaturée. La complexité de la dissolution à faible profondeur a été mise en évidence à l’aide de pièges à particules, de mesures in situ (chambres benthiques et microélectrodes), et grâce aux bilans géochimiques fondés sur les mesures d’O₂, HCO₃^–, CO₃^2– et ¹⁴C. Il y a donc déjà un impact du CO₂ anthropique sur les zones à faibles profondeurs, ce qui devrait encore augmenter l’effet de la neutralisation par dissolution du calcaire.

Néanmoins, la baisse prévisible de la pCO₂ atmosphérique n’est pas encore perceptible car la cinétique de la dissolution est très lente. Cette réaction de premier ordre dépend du degré de sous-saturation, des conditions de pression et de température. La prise en compte de ces paramètres dans des modèles géochimiques de l’océan et des sédiments montre que l’excès résiduel de CO₂ atmosphérique sera partiellement neutralisé par la dissolution du calcaire à l’échelle de plusieurs millénaires. Après 10 000 ans, une injection rapide de 100 GtC sous forme de CO₂ atmosphérique aurait donc disparu de l’atmosphère à 90 %, l’essentiel de la séquestration étant lié au pompage géochimique de l’océan.

Lorsqu’on fait le bilan des études récentes du cycle du carbone océanique, on constate que la plupart des rétroactions biogéochimiques identifiées ou détectées n’ont pas encore eu d’impact significatif sur le pompage du CO₂ anthropique. Du début des années 60 à aujourd’hui, l’augmentation annuelle de la pCO₂ atmosphérique a environ triplé (de 0,8 à 2,4 ppm par an), ce qui augmente mécaniquement le flux net de CO₂ à l’interface air-mer. Sur la même période, les dernières estimations du puits océanique indiquent aussi un triplement de la séquestration du CO₂ (moins de 1 à presque 3 GtC par an). L’existence de rétroactions positives ou négatives est cependant bien réelle. Leurs intensités respectives deviendront plus nettes dans le futur comme le prévoient les modèles couplant le système climatique au cycle du carbone.