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Carbone et climat : réservoirs géologiques et cycle long
Réservoirs, flux et temps de résidence, carbonates et matière organique fossile, cycle long (altération des silicates, enfouissement, dégazage) et ses équations, modélisation des variations du CO₂ à l’échelle géologique, perturbation humaine du cycle du carbone.
À propos de cette page
Réservoirs, flux et temps de résidence
Rappel. En enseignement scientifique de terminale, tu as étudié le cycle court du carbone : photosynthèse, respiration, décomposition et échanges entre l’océan et l’atmosphère (« Atmosphère terrestre et vie »). Le programme de spécialité ne le redéveloppe pas : il s’en sert comme d’un outil et l’enrichit des réservoirs géologiques et du cycle long.
— Un flux est la masse de carbone transférée d’un réservoir à un autre par unité de temps (GtC/an).
— Un réservoir dont les entrées dépassent les sorties est un puits : son stock augmente. Dans le cas inverse, c’est une source. Si les entrées compensent exactement les sorties, le stock reste constant alors que le carbone circule : c’est un équilibre dynamique.
— Pour un réservoir à l’équilibre, le temps de résidence est la durée moyenne de séjour d’un atome de carbone : .
— On distingue un cycle court (de l’année au millénaire : atmosphère, océan, êtres vivants, sols) et un cycle long (au-delà de 10 000 ans : roches et sédiments).
— Conversions : 1 ppm de CO₂ atmosphérique ≈ 2,12 GtC ; une masse de carbone se convertit en masse de CO₂ en multipliant par (M(CO₂) = 44 g/mol, M(C) = 12 g/mol).
| Réservoir | Forme principale du carbone | Stock (GtC) |
|---|---|---|
| Atmosphère | CO₂, un peu de CH₄ | 589 vers 1750 ; ≈ 896 en 2024 |
| Océan | surtout HCO₃⁻, puis CO₃²⁻ et CO₂ dissous | ≈ 38 000 (dont ≈ 900 en surface), plus ≈ 700 de carbone organique dissous |
| Végétation continentale | matière organique (cellulose, lignine) | 450 à 650 |
| Sols | matière organique morte (litière, humus) | 1 500 à 2 400 |
| Pergélisol | matière organique gelée | ≈ 1 700 |
| Combustibles fossiles (réserves) | charbon, pétrole, gaz naturel | ≈ 1 000 à 1 940 |
| Roches sédimentaires | carbonates ; kérogène dispersé | plus de 60 000 000 ; ≈ 15 000 000 |
D’après le GIEC (2013, 5e rapport, chapitre 6, figure 6.1) et Falkowski et al. (Science, 2000) ; stock de 2024 : 422,8 ppm (Global Carbon Budget 2025) × 2,12.
Ce que montre le tableau. Plus de 99,9 % du carbone de la surface terrestre est dans les roches. Les réservoirs du cycle court n’en contiennent qu’une infime fraction, mais ce sont eux qui échangent rapidement avec l’atmosphère : chaque année, la photosynthèse continentale retire environ 120 GtC à l’air et la respiration avec la décomposition en rendent presque autant ; l’océan en échange environ 80 GtC dans chaque sens. Le CO₂ dissous réagit avec l’eau (CO₂ + H₂O ⇌ HCO₃⁻ + H⁺) : l’océan stocke surtout des ions hydrogénocarbonate. La pompe physique (le CO₂ est plus soluble dans l’eau froide : les eaux polaires l’absorbent, plongent et l’emportent en profondeur pour des siècles) et la pompe biologique (le phytoplancton fixe le carbone ; matière organique et coquilles coulent) transfèrent ce carbone vers l’océan profond.
| Réservoir | Temps de résidence (ordre de grandeur) |
|---|---|
| Atmosphère | quelques années |
| Plancton marin | quelques jours à quelques semaines |
| Végétation continentale | une dizaine d’années (feuilles : moins d’un an ; bois : décennies) |
| Sols | décennies à siècles |
| Océan profond | siècles à millénaire |
| Roches sédimentaires | 10 000 ans et plus, jusqu’à des centaines de millions d’années |
Convertir une teneur. En 2024, l’air contient en moyenne 422,8 ppm de CO₂ : 422,8 × 2,12 ≈ 896,3 GtC, soit 896,3 × 44/12 ≈ 3 287 Gt de CO₂. Avec des sorties d’environ 200 GtC par an (photosynthèse et dissolution), ans.
Le carbone du plancton. La biomasse marine contient ≈ 3 GtC et produit ≈ 50 GtC/an de matière organique, consommée ou décomposée au même rythme : an, soit 0,06 × 365 ≈ 22 jours. Ce carbone se renouvelle en quelques semaines.
Réflexe — avant tout calcul, j’écris le stock en GtC et le flux en GtC/an, je vérifie que le réservoir est à l’équilibre, puis .
Attention — un flux énorme ne fait pas varier un stock s’il est compensé : seul l’écart entre entrées et sorties compte. Et « GtC » et « Gt de CO₂ » ne sont pas interchangeables : la même masse est 3,67 fois plus grande en Gt de CO₂.
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Les réservoirs géologiques : carbonates et matière organique fossile
— Les roches carbonatées (calcaires, craie) contiennent du carbone minéral. Dans l’océan, des êtres vivants précipitent du carbonate de calcium pour construire leur squelette ou leur coquille : Ca²⁺ + 2 HCO₃⁻ → CaCO₃ + CO₂ + H₂O. Les coccolithophoridés (algues planctoniques couvertes de plaques calcaires, les coccolithes, qui forment la craie), les foraminifères, les coraux et les mollusques en sont les principaux producteurs. Leurs restes s’accumulent sur les fonds marins et deviennent, une fois compactés et cimentés, des roches carbonatées. Le carbone de ces roches est d’origine biologique, mais il reste minéral.
— La matière organique fossile contient du carbone organique. Presque toute la matière organique produite est décomposée ; une infime partie échappe aux décomposeurs quand elle est enfouie rapidement dans un milieu pauvre en dioxygène (fond de mer ou de lac confiné, marécage). Avec l’enfouissement, la température et la pression augmentent : elle se transforme en kérogène, matière organique insoluble dispersée dans les roches. Le kérogène qui donne le pétrole vient surtout du plancton marin. Une roche riche en kérogène (roche-mère) donne du pétrole entre environ 60 et 120 °C (vers 2 à 4 km de profondeur), puis surtout du gaz au-delà. Les végétaux continentaux accumulés dans des marécages donnent de la tourbe, puis du lignite, de la houille et de l’anthracite : le charbon. Le Carbonifère (−359 à −299 millions d’années) doit son nom à ses grands gisements de charbon.
— Ces réservoirs sont immenses (plus de 60 millions de GtC dans les carbonates, environ 15 millions dans le kérogène, soit environ 80 % et 20 % du carbone des roches) et n’échangent avec le cycle court que des flux inférieurs à 0,3 GtC/an : leur temps de résidence dépasse 10 000 ans et atteint souvent des centaines de millions d’années.
Le carbone d’un calcaire. M(CaCO₃) = 40 + 12 + 3 × 16 = 100 g/mol, dont 12 g de carbone : 1 t de calcaire pur contient 12/100 × 1 000 = 120 kg de carbone, soit 120 × 44/12 = 440 kg de CO₂ retirés autrefois du cycle court.
Le carbone d’un charbon. Une houille contient 80 % de carbone (valeur choisie). Brûler 1 t de cette houille libère 0,8 × 44/12 ≈ 2,93 t de CO₂ : un carbone fixé par photosynthèse il y a environ 300 millions d’années.
Réflexe — devant un réservoir géologique, je me demande : carbone minéral (carbonate, formé par précipitation) ou organique (kérogène, charbon, pétrole, gaz, formés par enfouissement sans dioxygène) ?
Attention — une roche formée par des êtres vivants n’est pas forcément organique : la craie est faite de coquilles et de plaques calcaires, son carbone est minéral. Et les combustibles fossiles exploitables ne sont qu’une infime partie du kérogène : presque toute la matière organique fossile reste dispersée dans les roches.
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Le cycle long : sources, puits et équations
Rappel. En seconde, tu as vu que l’eau altère et érode les roches et transporte leurs éléments jusqu’aux bassins de sédimentation (« Érosion : altération, facteurs et transport »). Ici, on suit le carbone dans ces réactions.
— Puits n° 1 : l’altération des silicates. L’eau de pluie chargée de CO₂ attaque les minéraux silicatés riches en calcium ou en magnésium (feldspaths, pyroxènes, olivine…). Avec la wollastonite : CaSiO₃ + 2 CO₂ + H₂O → Ca²⁺ + 2 HCO₃⁻ + SiO₂. Les rivières apportent ces ions à l’océan, où des êtres vivants précipitent du calcaire : Ca²⁺ + 2 HCO₃⁻ → CaCO₃ + CO₂ + H₂O. En additionnant et en simplifiant : CaSiO₃ + CO₂ → CaCO₃ + SiO₂. L’altération consomme 2 CO₂, la précipitation en rend 1 : au bilan, un CO₂ est piégé dans le calcaire par atome de calcium libéré.
— L’altération des calcaires ne piège rien : CaCO₃ + CO₂ + H₂O → Ca²⁺ + 2 HCO₃⁻ consomme un CO₂, que la reprécipitation du calcaire rend. Bilan nul.
— Puits n° 2 : l’enfouissement de matière organique. La photosynthèse s’écrit, en simplifiant la matière organique en CH₂O : CO₂ + H₂O → CH₂O + O₂. Si la matière organique est enfouie au lieu d’être décomposée, son carbone quitte le cycle court et le dioxygène reste dans l’atmosphère.
— Les sources : le dégazage volcanique (dorsales, points chauds, zones de subduction), qui libère du carbone du manteau et des roches enfouies ; la décarbonatation des carbonates entraînés en profondeur et chauffés, par exemple CaCO₃ + SiO₂ → CaSiO₃ + CO₂ ; l’oxydation de la matière organique fossile ramenée à l’affleurement par l’érosion : CH₂O + O₂ → CO₂ + H₂O.
— À l’échelle des millions d’années, les sources et les puits se compensent à peu près : les carbonates entraînés en subduction rendent au manteau, puis au dégazage, le carbone que l’altération avait piégé.
Figure 1 — Le cycle long du carbone : les puits (en bleu) font passer du carbone du cycle court vers les roches ; le dégazage (en rouge) le rend à l’atmosphère.
Le carbone piégé par une tonne de wollastonite. M(CaSiO₃) = 40,1 + 28,1 + 3 × 16,0 = 116,2 g/mol. Dans 1 t : mol. Au bilan, une mole de CaSiO₃ piège une mole de CO₂ : 8 606 × 12,0 ≈ 103 000 g, soit environ 103 kg de carbone (8 606 × 44,0 ≈ 379 kg de CO₂).
Écrire un bilan. On additionne les deux réactions, puis on retire ce qui figure des deux côtés : Ca²⁺ et 2 HCO₃⁻ disparaissent ; il reste 2 CO₂ à gauche et 1 CO₂ à droite, donc 1 CO₂ à gauche ; l’eau s’annule. Bilan : CaSiO₃ + CO₂ → CaCO₃ + SiO₂.
Réflexe — pour savoir si une transformation géologique est une source ou un puits, j’écris son équation bilan et je compte les CO₂ de chaque côté.
Attention — dans l’altération d’un silicate, l’eau consomme 2 CO₂ mais un seul est piégé durablement : la précipitation du calcaire en rend un. Et dissoudre un calcaire ne retire aucun CO₂ au bilan : seule l’altération des silicates calciques et magnésiens piège durablement le carbone.
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Modéliser les variations du CO₂ à l’échelle géologique
variation du stock = (dégazage + décarbonatation + oxydation de la matière organique fossile) − (altération nette des silicates + enfouissement de matière organique).
— Un déséquilibre faible mais prolongé suffit à changer profondément la teneur en CO₂ : des flux de l’ordre de 0,1 GtC/an agissent pendant des millions d’années.
— L’altération des silicates dépend du climat et du relief : elle est plus rapide quand il fait chaud et humide (réactions accélérées, eau abondante) et quand une érosion physique active expose sans cesse des roches fraîches, comme dans une chaîne de montagnes jeune.
— D’où un thermostat géologique (modèle de Walker, Hays et Kasting, 1981) : si le CO₂ augmente, le climat se réchauffe, l’altération s’accélère et le CO₂ redescend ; s’il baisse, l’altération ralentit et le dégazage le fait remonter. C’est une rétroaction négative, qui stabilise la teneur en CO₂ à l’échelle des centaines de milliers d’années.
— L’équilibre se déplace quand un flux change durablement : un dégazage accru (dorsales plus actives) fait monter le CO₂ ; une orogenèse (altération accrue des reliefs) ou un enfouissement massif de matière organique (qui libère aussi du dioxygène) le fait baisser. Ces mécanismes servent à expliquer les climats anciens.
Un petit déséquilibre. Si les sources dépassent les puits de 0,01 GtC/an pendant 1 million d’années, le cycle court gagne 0,01 × 1 000 000 = 10 000 GtC, plus de onze fois le stock actuel de l’atmosphère (10 000 ÷ 896 ≈ 11,2) : une partie passe dans l’océan, mais le CO₂ de l’air monte nettement.
Raisonner par une chaîne de conséquences. Surrection d’une chaîne de montagnes → érosion physique intense → silicates frais exposés → altération accrue → davantage de CO₂ piégé dans les carbonates → baisse du CO₂ → refroidissement.
Réflexe — je repère le flux qui change (dégazage, altération ou enfouissement), le sens de sa variation, puis j’en déduis le signe de la variation du stock : sources > puits → le CO₂ monte.
Attention — le thermostat géologique agit en centaines de milliers d’années : il ne compense pas une perturbation de quelques siècles. Et un climat froid ne fait pas baisser le CO₂ : il ralentit l’altération, ce qui le fait remonter.
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Les activités humaines : le carbone fossile rejoint le cycle court
— Sources anthropiques (moyenne 2015-2024, Global Carbon Budget 2025) : combustion du charbon, du pétrole et du gaz et production de ciment (calcaire chauffé : CaCO₃ → CaO + CO₂), ≈ 9,8 GtC/an ; changement d’usage des sols (déforestation, drainage des tourbières, labour qui accélère la décomposition de l’humus), ≈ 1,4 GtC/an ; soit ≈ 11,2 GtC/an. C’est environ cent fois le dégazage volcanique, estimé à 0,28 à 0,36 Gt de CO₂ par an (Deep Carbon Observatory, 2019), soit environ 0,1 GtC/an.
— Devenir : ≈ 5,6 GtC/an s’accumulent dans l’atmosphère (+2,6 ppm/an), ≈ 3,2 GtC/an sont absorbés par l’océan (qu’ils acidifient) et ≈ 2,4 GtC/an par la biosphère continentale : environ la moitié du carbone émis reste dans l’air. La teneur est passée de 278 ppm en 1750 à 422,8 ppm en 2024, alors que l’air piégé dans les glaces de l’Antarctique n’a jamais dépassé ≈ 300 ppm au cours des 800 000 dernières années.
— Preuves de l’origine fossile (acquis d’enseignement scientifique) : le δ¹³C du CO₂ atmosphérique baisse (carbone organique, pauvre en ¹³C) ; la proportion de ¹⁴C baisse (le carbone fossile, trop ancien, n’en contient plus : effet Suess) ; le dioxygène de l’air diminue lentement, comme l’implique une combustion. La courbe de Keeling (mesures directes depuis 1958) montre une hausse continue sous une oscillation saisonnière due à la végétation de l’hémisphère Nord. Près du pôle Sud, l’oscillation n’atteint qu’environ 1 ppm, car l’hémisphère Sud est surtout océanique ; la hausse y est la même, car le CO₂ se mélange dans toute l’atmosphère en un an ou deux.
— Le méthane (ruminants, rizières, zones humides, décharges, fuites de gaz) est oxydé en CO₂ en une dizaine d’années : celui des ruminants rend un carbone pris à l’air quelques mois plus tôt, celui des fuites de gaz ajoute du carbone fossile.
— Durée de la perturbation (GIEC 2013, encadré 6.1) : en quelques décennies, un tiers à la moitié d’une émission passe dans l’océan et la biosphère ; en quelques siècles, l’essentiel est dans l’océan ; après 1 000 ans, 15 à 40 % restent dans l’air ; vers 10 000 ans, la dissolution des carbonates des fonds marins en laisse 10 à 25 % ; le reste n’est retiré que par l’altération des silicates, en plusieurs centaines de milliers d’années.
Partager les émissions entre les puits. Sur 11,2 GtC émis par an (2015-2024), l’océan en prend 3,2 ÷ 11,2 ≈ 0,29, soit 29 %, et les continents 2,4 ÷ 11,2 ≈ 0,21, soit 21 %.
Exprimer les émissions en CO₂. 11,2 × 44/12 ≈ 41,1 Gt de CO₂ par an.
Réflexe — carbone fossile = carbone du cycle long ; bilan d’une année : émissions = hausse de l’atmosphère + puits océanique + puits continental, tout en GtC.
Attention — le temps de résidence du carbone dans l’atmosphère (quelques années) ne dit pas combien de temps durera l’excès de CO₂ : les échanges bruts se compensent et seuls les flux nets le réduisent, pendant des siècles à des millénaires. Sur la courbe de Keeling, la baisse estivale n’annonce pas une diminution : la tendance se lit en comparant le même mois d’une année à l’autre. Enfin, une eau plus chaude dissout moins de CO₂ : le réchauffement affaiblit le puits océanique.
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Pour aller plus loin
Ces notions prolongent le chapitre, mais elles sont traitées dans d’autres chapitres.
- Les climats anciens expliqués par le cycle long : refroidissement du Cénozoïque et altération des reliefs formés au Tertiaire, Crétacé chaud et activité des dorsales, glaciation du Carbonifère-Permien liée à l’altération de la chaîne hercynienne et à l’enfouissement de matière organique (grands gisements de charbon) : chapitre « Climats anciens : Cénozoïque, Crétacé et glaciation permo-carbonifère ».
- Le CO₂ et les glaciations du Quaternaire (solubilité océanique du CO₂, rétroactions) : chapitre « Climats du Quaternaire : glaciations et paramètres orbitaux ».
- Les conséquences du réchauffement et les actions, dont les rétroactions du cycle du carbone (dégel du pergélisol, puits affaiblis) et les méthodes de stockage du carbone à l’étude : chapitre « Réchauffement climatique : conséquences et actions ».
- L’effet de serre et le bilan radiatif, acquis d’enseignement scientifique : chapitre « Système climatique : une machine complexe ».
- Réservoir (stock en GtC), flux (GtC/an) ; puits si entrées > sorties, source sinon, équilibre dynamique si elles se compensent ; à l’équilibre ; 1 ppm ≈ 2,12 GtC ; × 44/12 pour passer en CO₂.
- Plus de 99,9 % du carbone de surface est dans les roches : carbonates (carbone minéral, précipité dans l’océan par des êtres vivants) et matière organique fossile (kérogène, charbon, pétrole, gaz, formés par enfouissement sans dioxygène) ; temps de résidence de 10 000 ans à des centaines de millions d’années.
- Cycle long : puits = altération des silicates puis précipitation des carbonates (bilan CaSiO₃ + CO₂ → CaCO₃ + SiO₂) et enfouissement de matière organique ; sources = dégazage volcanique, décarbonatation, oxydation de la matière organique fossile ; l’altération des calcaires a un bilan nul.
- Variation du stock = sources − puits : un petit déséquilibre prolongé change beaucoup le CO₂ ; l’altération, plus forte par climat chaud et humide et sur un relief jeune, joue le rôle de thermostat (rétroaction négative) sur des centaines de milliers d’années.
- Les humains émettent ≈ 11,2 GtC/an (2015-2024), environ cent fois le dégazage volcanique ; la moitié reste dans l’air (278 ppm en 1750, 422,8 en 2024) ; δ¹³C, ¹⁴C et O₂ désignent le carbone fossile ; 15 à 40 % de l’excès restent après 1 000 ans.
Questions fréquentes
Qu’est-ce qu’un temps de résidence du carbone ?
C’est la durée moyenne de séjour d’un atome de carbone dans un réservoir à l’équilibre : stock divisé par le flux sortant. Il va de quelques semaines pour le plancton à quelques années pour l’atmosphère, quelques décennies pour les sols et des centaines de millions d’années pour les roches sédimentaires.
Quels sont les réservoirs géologiques de carbone ?
Les roches carbonatées (calcaires, craie), dont le carbone est minéral, et la matière organique fossile (kérogène, charbon, pétrole, gaz), dont le carbone est organique. Ensemble, ils contiennent plus de 99,9 % du carbone de la surface terrestre : plus de 60 millions de GtC dans les carbonates et environ 15 millions dans le kérogène.
Comment l’altération des silicates retire-t-elle du CO₂ de l’atmosphère ?
L’eau de pluie chargée de CO₂ attaque les silicates calciques : CaSiO₃ + 2 CO₂ + H₂O → Ca²⁺ + 2 HCO₃⁻ + SiO₂. Dans l’océan, la précipitation du calcaire rend un CO₂ : Ca²⁺ + 2 HCO₃⁻ → CaCO₃ + CO₂ + H₂O. Au bilan, CaSiO₃ + CO₂ → CaCO₃ + SiO₂ : un CO₂ est piégé dans la roche. Dissoudre un calcaire, en revanche, a un bilan nul.
Pourquoi dit-on que l’altération des silicates est un thermostat ?
Parce qu’elle s’accélère quand le climat est chaud et humide : si le CO₂ augmente, le climat se réchauffe, l’altération piège davantage de CO₂ et la teneur redescend. C’est une rétroaction négative, qui stabilise le CO₂ sur des centaines de milliers d’années. La surrection d’une chaîne de montagnes, qui expose des roches fraîches, renforce ce puits.
En quoi les activités humaines perturbent-elles le cycle du carbone ?
En brûlant des combustibles fossiles, l’humanité rend en quelques décennies au cycle court un carbone que le cycle long avait stocké en millions d’années : environ 11,2 GtC par an sur 2015-2024, environ cent fois le dégazage volcanique. La moitié reste dans l’air, le reste va dans l’océan et la biosphère ; 15 à 40 % de l’excès seront encore dans l’atmosphère dans 1 000 ans.
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