Carbone et climat : réservoirs géologiques et cycle long

Complète avec le mot exact.

1. Un réservoir dont les entrées compensent exactement les sorties garde un stock constant : il est en équilibre .
   Équilibre dynamique : le stock ne varie pas, mais le carbone circule sans cesse.
2. Dans le pergélisol, la matière organique échappe aux décomposeurs parce qu’elle est .
   Parce qu’elle est gelée : environ 1 700 GtC, qui pourraient être libérés au dégel.
3. Le carbone de l’humus des sols est (minéral ou organique).
   Du carbone organique : de la matière organique morte, en cours de décomposition.
4. Les eaux polaires, froides, dissolvent beaucoup de CO₂ puis plongent vers le fond : c’est la pompe de l’océan.
   La pompe physique (ou de solubilité) : le carbone dissous gagne l’océan profond pour des siècles.
5. Les échanges de carbone qui se font de l’année au millénaire forment le cycle .
   Le cycle court (atmosphère, océan, êtres vivants, sols) ; le cycle long dépasse 10 000 ans.

Calcule (valeurs choisies pour l’exercice). Les réservoirs sont à l’équilibre ; 1 ppm ≈ 2,12 GtC ; M(C) = 12 g/mol, M(CO₂) = 44 g/mol.

1. Végétation : stock 550 GtC, flux 60 GtC/an. τ ≈ ans (au dixième)
   $\tau ={\displaystyle \frac{550}{60}}\approx 9,2$ ans.
2. Sols : stock 1 950 GtC, flux 60 GtC/an. τ = ans
   $\tau ={\displaystyle \frac{1950}{60}}=32,5$ ans : le carbone reste plus longtemps dans les sols que dans la végétation qui les alimente.
3. Sol de toundra : 26 kgC/m², apports de litière 0,16 kgC/m² par an. τ = ans
   $\tau ={\displaystyle \frac{26}{0,16}}=162,5$ ans : le froid ralentit les décomposeurs.
4. Sol de forêt tropicale : 9 kgC/m², apports de litière 0,9 kgC/m² par an. τ = ans
   $\tau ={\displaystyle \frac{9}{0,9}}=10$ ans : sous un climat chaud et humide, la décomposition est rapide.
5. En 2022, l’air contenait 418 ppm de CO₂, soit GtC (à l’unité).
   418 × 2,12 = 886,16, soit ≈ 886 GtC.
6. Une hausse de 2 ppm par an correspond à GtC par an.
   2 × 2,12 = 4,24 GtC par an.
7. 9 GtC correspondent à Gt de CO₂.
   $9\times {\displaystyle \frac{44}{12}}=33$ Gt de CO₂.
8. 55 Gt de CO₂ contiennent GtC.
   $55\times {\displaystyle \frac{12}{44}}=15$ GtC.
9. Un réservoir de 1 500 GtC a un temps de résidence de 30 ans : le flux qui le traverse vaut GtC/an.
   Flux = stock ÷ τ = 1 500 ÷ 30 = 50 GtC/an.
10. Un réservoir traversé par 220 GtC/an a un temps de résidence de 4 ans : son stock vaut GtC.
    Stock = flux × τ = 220 × 4 = 880 GtC.

Raisonne, puis calcule. Écris le signe − si un stock diminue.

1. Le sol de toundra précédent (apports 0,16 kgC/m² par an, à l’équilibre) se réchauffe : sa décomposition s’accélère de 50 % sans que les apports changent. Son bilan devient kgC/m² par an.
   À l’équilibre, sorties = entrées = 0,16. Avec +50 % : 0,16 × 1,5 = 0,24. Bilan : 0,16 − 0,24 = −0,08 kgC/m² par an.
2. Ce sol de toundra devient alors une de carbone.
   Une source : son stock diminue et le carbone perdu rejoint l’atmosphère. Étendu à l’Arctique, c’est une rétroaction positive.
3. Un sol cultivé contient 170 tC/ha et perd 2 % de son stock par an : il perd tC/ha par an.
   170 × 0,02 = 3,4 tC/ha par an.
4. La photosynthèse continentale retire 120 GtC/an à l’air, la respiration et la décomposition en rendent 118 (valeurs simplifiées). Effet de ces flux sur le stock de l’atmosphère : GtC/an.
   118 − 120 = −2 GtC/an : malgré des flux énormes, seul l’écart fait varier le stock.
5. Un pays émet 0,40 Gt de CO₂ par an, un autre 0,10 GtC par an. Le premier émet GtC par an (au centième), à peine plus que le second.
   $0,40\times {\displaystyle \frac{12}{44}}\approx 0,11$ GtC : et non quatre fois plus. On compare toujours dans la même unité.

Complète avec le mot ou la formule exacte.

1. Les plaques calcaires des algues planctoniques qui forment l’essentiel de la craie s’appellent des .
   Des coccolithes, produites par les coccolithophoridés.
2. Compactés et cimentés, les squelettes et coquilles calcaires accumulés sur les fonds marins deviennent des roches .
   Des roches carbonatées : calcaires et craie, faites de carbonate de calcium.
3. Enfouis dans des marécages, les végétaux donnent successivement de la tourbe, du lignite, de la puis de l’anthracite.
   La houille : plus l’enfouissement est profond et long, plus le charbon est riche en carbone.
4. Le pétrole se forme surtout à partir du marin enfoui dans une roche-mère.
   À partir du plancton, dont la matière organique, préservée et enfouie, devient du kérogène.
5. La période géologique qui doit son nom à ses grands gisements de charbon est le .
   Le Carbonifère (−359 à −299 millions d’années).

Calcule. M(Ca) = 40,1 ; M(Mg) = 24,3 ; M(C) = 12,0 ; M(O) = 16,0 g/mol.

1. Masse molaire de la dolomite CaMg(CO₃)₂ : g/mol
   40,1 + 24,3 + 2 × (12,0 + 3 × 16,0) = 64,4 + 120,0 = 184,4 g/mol.
2. Masse de carbone dans 1 t de dolomite pure : kg (à l’unité)
   Deux atomes de carbone, soit 24,0 g par mole : ${\displaystyle \frac{24,0}{184,4}}\times 1000\approx 130$ kg.
3. Masse de CO₂ correspondante : kg (à l’unité)
   ${\displaystyle \frac{2\times 44,0}{184,4}}\times 1000\approx 477$ kg de CO₂ retirés autrefois du cycle court.
4. Les carbonates contiennent plus de 60 000 000 GtC (on prend 60 000 000) et le kérogène environ 15 000 000 GtC : les carbonates en contiennent fois plus.
   60 000 000 ÷ 15 000 000 = 4.
5. Les réserves de combustibles fossiles (au plus 1 940 GtC) représentent environ 1 sur du carbone du kérogène (à la centaine près).
   15 000 000 ÷ 1 940 ≈ 7 732, soit environ 1 sur 7 700 : presque tout le kérogène reste dispersé et inexploitable.
6. Les roches sédimentaires (environ 75 000 000 GtC) échangent environ 0,2 GtC/an avec le cycle court : leur temps de résidence vaut ≈ millions d’années.
   75 000 000 ÷ 0,2 = 375 000 000 ans, soit 375 millions d’années.

Raisonne, puis calcule.

1. Les êtres vivants de l’océan de surface produisent ≈ 50 GtC/an ; ≈ 0,2 GtC/an de carbone (matière organique et coquilles) atteint le fond, où il peut être stocké. Cela représente % de la production.
   0,2 ÷ 50 = 0,004, soit 0,4 % : presque tout est consommé ou décomposé avant d’atteindre le fond.
2. Dans un bassin, la température vaut 15 °C en surface et gagne 25 °C par km. Une roche-mère atteint 120 °C à km de profondeur.
   (120 − 15) ÷ 25 = 105 ÷ 25 = 4,2 km.
3. Enfouie à 6 km dans ce bassin, elle atteint 165 °C : elle produit alors surtout du .
   Du gaz : au-delà de la fenêtre à huile (60 à 120 °C), le kérogène et le pétrole se transforment en gaz.
4. La transformation de la matière organique enfouie en kérogène est due à la hausse de la température et de la .
   De la pression, qui augmentent toutes deux avec la profondeur d’enfouissement.
5. Brûler 1 t de lignite à 60 % de carbone libère t de CO₂ (au dixième).
   $0,6\times {\displaystyle \frac{44}{12}}=2,2$ t de CO₂.

Écris S si la transformation rend du CO₂ au cycle court, P si elle lui en retire durablement, N si son bilan est nul.

1. L’eau de pluie chargée de CO₂ altère un basalte riche en pyroxènes calciques ; le calcium finit dans le calcaire d’un récif. →
   P : altération d’un silicate puis précipitation du calcaire, un CO₂ piégé par calcium.
2. Un volcan de dorsale dégaze du CO₂ venu du manteau. →
   S : le dégazage volcanique est la principale source du cycle long.
3. L’érosion met à l’affleurement une roche riche en kérogène, qui s’oxyde à l’air. →
   S : l’oxydation de la matière organique fossile rend son carbone à l’atmosphère.
4. Une eau chargée de CO₂ dissout un calcaire ; plus loin, le calcaire reprécipite dans l’océan. →
   N : la dissolution consomme un CO₂, la précipitation le rend.
5. Des cadavres d’organismes marins microscopiques sont enfouis rapidement sous des vases, à l’abri des décomposeurs. →
   P : enfouissement de matière organique, futur kérogène.
6. Des calcaires entraînés en subduction sont chauffés au contact de roches riches en silice et libèrent leur carbone. →
   S : le calcaire chauffé perd son CO₂, qui rejoint le magma puis l’atmosphère.

Équations et masses. M(Mg) = 24,3 ; M(Si) = 28,1 ; M(O) = 16,0 ; M(C) = 12,0 g/mol.

1. Dans CaCO₃ + SiO₂ → CaSiO₃ + CO₂, le calcaire perd son carbone en profondeur : c’est une .
   Une décarbonatation, source du cycle long en zone de subduction.
2. Quand un silicate calcique s’altère, le carbone pris à l’air part dans les rivières sous forme d’ions .
   D’ions hydrogénocarbonate (HCO₃⁻), deux par ion calcium libéré.
3. La forstérite s’altère selon Mg₂SiO₄ + 4 CO₂ + 4 H₂O → 2 Mg²⁺ + 4 HCO₃⁻ + H₄SiO₄ ; la précipitation des carbonates rend la moitié de ce CO₂. Au bilan, une mole de forstérite (140,7 g) piège g de CO₂.
   4 CO₂ consommés, 2 rendus : 2 mol de CO₂ piégées, soit 2 × 44,0 = 88 g.
4. Masse molaire de l’enstatite MgSiO₃ : g/mol
   24,3 + 28,1 + 3 × 16,0 = 100,4 g/mol.
5. Masse de CO₂ piégée au bilan par l’altération de 1 t de forstérite : kg (à l’unité)
   ${\displaystyle \frac{88}{140,7}}\times 1000\approx 625$ kg de CO₂.
6. L’enstatite piège au bilan une mole de CO₂ par mole. Masse de CO₂ piégée par kilogramme d’enstatite : g (à l’unité)
   ${\displaystyle \frac{44,0}{100,4}}\times 1000\approx 438$ g.

Un bilan du cycle long (valeurs choisies pour l’exercice).

1. Le dégazage volcanique vaut 0,33 Gt de CO₂ par an, soit GtC par an.
   $0,33\times {\displaystyle \frac{12}{44}}=0,09$ GtC par an.
2. L’altération des silicates consomme 0,16 GtC de CO₂ atmosphérique par an. Après précipitation des carbonates, le piégeage durable vaut GtC par an.
   La précipitation rend la moitié du CO₂ consommé : 0,16 ÷ 2 = 0,08 GtC par an.
3. Avec en plus un enfouissement de matière organique de 0,05 GtC par an, le bilan du cycle court (sources − puits) vaut GtC par an.
   0,09 − 0,08 − 0,05 = −0,04 GtC par an : les puits l’emportent.
4. À ce rythme, en 1 million d’années, le cycle court perd GtC.
   0,04 × 1 000 000 = 40 000 GtC.
5. C’est environ fois le stock de l’atmosphère de 2024 (896 GtC), à l’unité.
   40 000 ÷ 896 ≈ 44,6, soit environ 45 fois : un déséquilibre minuscule, prolongé, change profondément le CO₂.

À long terme, le CO₂ de l’atmosphère va-t-il monter (M), baisser (B) ou rester stable (S) ? Un seul flux change, sauf indication.

1. Les dorsales deviennent plus longues et plus actives : le dégazage augmente. →
   M : les sources augmentent.
2. Une chaîne de montagnes se soulève : l’érosion expose sans cesse des silicates frais. →
   B : l’altération accrue piège davantage de CO₂.
3. De vastes marécages enfouissent des végétaux pendant des millions d’années. →
   B : l’enfouissement de matière organique est un puits.
4. Le dégazage et le piégeage par l’altération sont égaux. →
   S : sources = puits, équilibre.
5. Une glaciation couvre les continents de glace : l’altération ralentit, le dégazage continue. →
   M : le puits faiblit, le CO₂ s’accumule, ce qui tend à réchauffer le climat.
6. Un réchauffement accélère l’altération des silicates. →
   B : le piégeage accru fait baisser le CO₂, ce qui limite le réchauffement.

Calcule (valeurs choisies pour l’exercice).

1. Sur une chaîne récente, l’altération augmente de 30 % : le piégeage passe de 0,08 à GtC/an.
   0,08 × 1,3 = 0,104 GtC/an.
2. Le dégazage passe de 0,08 à 0,10 GtC/an : il augmente de %.
   (0,10 − 0,08) ÷ 0,08 = 0,25, soit 25 %.
3. Les sources dépassent les puits de 0,005 GtC/an : il faut ans pour ajouter au cycle court autant de carbone que l’atmosphère de 1750 (589 GtC).
   589 ÷ 0,005 = 117 800 ans.
4. Enfouir 12 g de carbone sous forme de CH₂O, au lieu de le laisser se décomposer, laisse dans l’atmosphère g de dioxygène.
   CO₂ + H₂O → CH₂O + O₂ : une mole de C enfouie (12 g) laisse une mole de O₂, soit 32 g.
5. Une jeune chaîne de montagnes de 2 000 000 km² piège au bilan 15 t de carbone par km² et par an, soit GtC/an.
   2 000 000 × 15 = 30 000 000 t = 3 × 10⁷ t, soit 0,03 GtC/an (1 Gt = 10⁹ t) : un puits nouveau, assez fort pour déséquilibrer durablement le cycle long.

Modèle simplifié (valeurs choisies) : le piégeage net par l’altération vaut P = 0,02 × T, en GtC/an, T étant la température moyenne du globe en °C.

1. Avec un dégazage de 0,30 GtC/an, l’équilibre (piégeage = dégazage) est atteint pour T = °C.
   0,02 × T = 0,30, d’où T = 0,30 ÷ 0,02 = 15 °C.
2. Si le dégazage passe à 0,36 GtC/an, la nouvelle température d’équilibre vaut °C.
   T = 0,36 ÷ 0,02 = 18 °C : plus de dégazage, climat d’équilibre plus chaud.
3. À 17 °C, avec un dégazage de 0,30 GtC/an, le piégeage vaut GtC/an.
   0,02 × 17 = 0,34 GtC/an, plus que le dégazage.
4. Dans ce cas, le CO₂ de l’atmosphère va (monter ou baisser).
   Baisser : les puits dépassent les sources, le climat se refroidit vers 15 °C.
5. Ce mécanisme, qui ramène la température vers l’équilibre, est une rétroaction .
   Une rétroaction négative : elle s’oppose à l’écart qui l’a déclenchée.

Complète avec le mot exact.

1. La fabrication du libère du CO₂ en chauffant du calcaire (CaCO₃ → CaO + CO₂).
   Du ciment : le CO₂ vient alors de la roche, pas d’un combustible.
2. En se dissolvant dans l’océan, le CO₂ d’origine humaine l’.
   Il l’acidifie : CO₂ + H₂O ⇌ HCO₃⁻ + H⁺.
3. Les mesures directes de CO₂ commencées en 1958 donnent la courbe de .
   La courbe de Keeling.
4. Défricher une forêt par brûlis renvoie à l’atmosphère le carbone de sa .
   De sa biomasse (troncs, branches, feuilles), puis une partie du carbone des sols mis à nu.
5. Le méthane de l’air est oxydé en CO₂ en une d’années.
   Une dizaine d’années : CH₄ + 2 O₂ → CO₂ + 2 H₂O.

Calcule. 1 ppm ≈ 2,12 GtC ; M(C) = 12 g/mol ; M(CH₄) = 16 g/mol ; M(CO₂) = 44 g/mol.

1. Émissions des combustibles fossiles et des cimenteries : 36,3 Gt de CO₂, soit GtC.
   $36,3\times {\displaystyle \frac{12}{44}}=9,9$ GtC.
2. Une hausse de la teneur de l’air de 2,4 ppm en un an correspond à GtC (au dixième).
   2,4 × 2,12 = 5,088, soit ≈ 5,1 GtC.
3. Une station de l’hémisphère Nord mesure 424,6 ppm en mai et 418,9 ppm en septembre (valeurs choisies) : l’amplitude vaut ppm.
   424,6 − 418,9 = 5,7 ppm : en été, la photosynthèse de la végétation boréale l’emporte sur la respiration.
4. Même station : 421,2 ppm en janvier, 423,7 ppm le janvier suivant. Hausse annuelle : ppm
   423,7 − 421,2 = 2,5 ppm : on compare le même mois pour éliminer l’effet des saisons.
5. Cette hausse annuelle correspond à GtC accumulées en un an (au dixième).
   2,5 × 2,12 = 5,3 GtC.
6. L’atmosphère contient ≈ 5,4 Gt de méthane ; son oxydation en élimine ≈ 0,57 Gt par an. Temps de résidence : ans (au dixième)
   $\tau ={\displaystyle \frac{5,4}{0,57}}\approx 9,5$ ans.
7. Ces 0,57 Gt de méthane oxydées chaque année contiennent GtC (au centième).
   $0,57\times {\displaystyle \frac{12}{16}}\approx 0,43$ GtC, transférées au CO₂ de l’air.

Raisonne, puis réponds.

1. Le méthane des ruminants vient de l’herbe qu’ils broutent ; une fois oxydé, son carbone retourne au réservoir où la photosynthèse l’avait pris quelques mois plus tôt : l’.
   L’atmosphère : pas d’ajout net au cycle court, contrairement au méthane des fuites de gaz fossile.
2. Si l’humanité brûlait 1 000 GtC de combustibles fossiles, au moins 15 % de cette émission resteraient dans l’air après 1 000 ans, soit au moins ppm de CO₂ en excès (à l’unité).
   1 000 × 0,15 = 150 GtC ; 150 ÷ 2,12 ≈ 70,8, soit environ 71 ppm, alors que chaque molécule ne reste que quelques années dans l’air : jusqu’à 40 % selon le GIEC (2013).
3. Une station mesure 426,0 ppm en avril, 419,8 ppm en septembre et 428,7 ppm en avril suivant. La tendance sur un an vaut ppm.
   428,7 − 426,0 = 2,7 ppm. La baisse d’avril à septembre (6,2 ppm) est l’oscillation saisonnière, pas la tendance.
4. Une année, les émissions atteignent 39,6 Gt de CO₂ et la teneur de l’air augmente de 1,9 ppm. Fraction des émissions restée dans l’atmosphère : % (à l’unité)
   Émissions : $39,6\times {\displaystyle \frac{12}{44}}=10,8$ GtC ; hausse : 1,9 × 2,12 = 4,028 GtC ; 4,028 ÷ 10,8 ≈ 0,37, soit 37 %. Diviser 4,028 par 39,6 (≈ 10 %) mélangerait GtC et Gt de CO₂.
5. Une station de l’Antarctique mesure la même hausse annuelle qu’une station de l’hémisphère Nord, mais une oscillation saisonnière d’environ 1 ppm seulement : l’hémisphère Sud est surtout couvert d’.
   D’océans : la végétation continentale, qui crée l’oscillation, y est peu étendue. La hausse est la même partout, car le CO₂ se mélange dans toute l’atmosphère en un an ou deux.