Le cycle du carbone océanique (ou cycle du carbone marin) est l'ensemble des processus d'échange de carbone (de symbole C) entre divers bassins au sein de l'océan ainsi qu'entre l'atmosphère, les terres émergées et le fond marin. Le cycle du carbone est le résultat de nombreux phénomènes en interaction sur plusieurs échelles de temps et d'espace faisant circuler le carbone autour de la planète, et assurant sa disponibilité à l'échelle mondiale. Le cycle océanique du carbone est un processus central du cycle mondial du carbone qui met en mouvement carbone inorganique (carbone non associé au vivant, comme le dioxyde de carbone, ou ) et organique (carbone ayant été métabolisé par le vivant). Une partie du cycle du carbone marin fait transiter dans les deux sens l'élément entre chimie minérale et biochimie.

Trois processus principaux (ou pompes) du cycle du carbone marin amènent le dioxyde de carbone atmosphérique dans l'océan et le dispersent dans ce milieu :

la pompe à solubilité, la pompe à carbonate, la pompe biologique.

Le poids du carbone mobilisé à la surface de la Terre pour des durées inférieures à est d'environ de C (une gigatonne équivaut à un milliard de tonnes, soit le poids d'environ de rorquals bleus), et d'environ 95 % () sont stockés dans l'océan, principalement sous forme de carbone inorganique dissous. Le déplacement du carbone inorganique dissous dans le cycle du carbone marin est un contrôleur primaire de la chimie acido-basique des océans.

Les plantes et les algues de la Terre (producteurs primaires) sont responsables des plus grands flux annuels de carbone. Bien que la quantité de carbone stockée dans le biote marin () soit très faible par rapport à la végétation terrestre (), la quantité de carbone échangée (le flux) par ces groupes est presque égale - environ chacun. Les organismes marins relient les cycles du carbone et de l'oxygène par des processus tels que la photosynthèse. Le cycle du carbone marin est également biologiquement lié aux cycles de l'azote et du phosphore par un rapport stœchiométrique quasi constant C:N:P de 106:16:1, connu sous le nom de rapport de Redfield, stipulant que les organismes vivants ont tendance à absorber l'azote et le phosphore avec du carbone devenant ainsi organique. De son côté, la décomposition de la matière organique par les bactéries libère du phosphore et de l'azote.

D'après les publications de la NASA, de l'Association météorologique mondiale, du GIEC et du Conseil international pour l'exploration de la mer, ainsi que des scientifiques de la NOAA, de la Woods Hole Oceanographic Institution, de la Scripps Institution of Oceanography, du CSIRO et du Laboratoire national d'Oak Ridge, les impacts de l'humain sur le cycle du carbone marin sont importants. Avant la Révolution industrielle, l'océan était une source nette de dioxyde de carbone dans l'atmosphère, alors qu'aujourd'hui la majorité du carbone qui pénètre dans l'océan provient du dioxyde de carbone atmosphérique. La combustion de combustibles fossiles et la production de ciment ont modifié l'équilibre du dioxyde de carbone entre l'atmosphère et les océans, provoquant l'acidification des océans. Le changement climatique, résultat d'un excès de dans l'atmosphère, a augmenté la température de l'océan et de l'atmosphère (réchauffement global). Le ralentissement du réchauffement climatique survenu entre 2000 et 2010 peut être attribué à l'augmentation observée du taux d'énergie absorbée par les couches supérieures de l'océan.

Carbone marin vignette|Le carbone est séparé en quatre pools distincts selon qu'il est organique/inorganique et dissous/particulaire. Les processus associés à chaque flèche décrivent la transformation associée au transfert de carbone d'un réservoir à un autre. Les composés carbonés peuvent être distingués entre organiques ou inorganiques, et dissous ou particulaires, selon leur composition. Le carbone organique constitue l'épine dorsale des composés tels que les protéines, les lipides, les glucides et les acides nucléiques. Le carbone inorganique se trouve principalement dans des composés simples tels que le dioxyde de carbone, l'acide carbonique, le bicarbonate et le carbonate (, H2CO3, HCO3−, CO32− respectivement).

Le carbone marin est ensuite distingué en phases particulaire et dissoute. Ces pools sont dissociés sur le plan opérationnel par une mesure physique .

Carbone inorganique Il existe deux principaux types de carbone inorganique dans les océans. Le carbone inorganique dissous, sous le sigle de CID ou , est composé de bicarbonate (HCO3−), de carbonate (CO32−) et de dioxyde de carbone (dont le dissous et l'acide carbonique H2CO3). Le CID peut être converti en (CIP ou ) par précipitation de CaCO3, de façon biologique ou abiotique. Le CID peut également être converti en carbone organique particulaire (COP ou ) par la photosynthèse et la chimioautotrophie (c'est-à-dire la production primaire). Le DIC augmente avec la profondeur à mesure que les particules de carbone organique coulent et sont respirées. L'oxygène libre diminue à mesure que le DIC augmente car l'oxygène est consommé pendant la respiration aérobie.

Le carbone inorganique particulaire (CIP) est l'autre forme de carbone inorganique trouvé dans l'océan. La majeure partie du CIP est le CaCO3 qui compose les coquilles de divers organismes marins, mais peut également se former lors d'événements d'éclosion de plaques flottantes de boue de carbonate de calcium. Les poissons marins excrètent également du carbonate de calcium lors de l'osmorégulation.

Certaines formes de carbone inorganique dans l'océan, comme le bicarbonate et le carbonate, sont des agents majeurs à l'alcalinité, un tampon océanique naturel qui empêche les changements drastiques d'acidité (ou de pH). Le cycle du carbone marin agit également sur les taux de réaction et de dissolution de certains composés chimiques, régule la quantité de dioxyde de carbone dans l'atmosphère et la température de la Terre.

Carbone organique Comme pour le carbone inorganique, il existe deux formes principales de carbone organique dans l'océan : dissous et particulaire. Le carbone organique dissous (COD) est défini sur le plan opérationnel comme toute molécule organique pouvant traverser une filtration de . Le COD peut être converti en carbone organique particulaire, par hétérotrophie, qui peut réciproquement être reconverti en carbone inorganique dissous (CID) par la respiration.

Ces molécules de carbone organique capturées sur un filtre sont définies comme du carbone organique particulaire (COP ou ). Le COP est composé d'organismes (morts ou vivants), de leurs matières fécales et de déchets carbonés. Le COP peut être transformé en COD par désagrégation de molécules et par exsudation opérée par le phytoplancton, par exemple. Le COP est généralement converti en CID par hétérotrophie et respiration.

Pompes à charbon marines

Pompe à solubilité droite|vignette|300x300px|Dissociation du dioxyde de carbone selon la loi de Henry. Les océans stockent le plus grand réservoir de carbone réactif (CI de la planète, qui pénètre de pa la dissolution du dioxyde de carbone atmosphérique dans l'eau de mer - la pompe à solubilité. Les concentrations aqueuses de , d'acide carbonique, d'ions bicarbonate et d'ions carbonate comprennent du carbone inorganique dissous (CID). Le CID circule dans tout l'océan par circulation thermohaline, ce qui facilite la formidable capacité de stockage de l'océan de celui-ci. Les équations chimiques ci-dessous décrivent les réactions que subit le dioxyde de carbone après sa capture par l'océan et sa transformation en sa forme aqueuse. droite|vignette|300x300px|Carbone inorganique dissous à la surface de la mer Tout d'abord, le dioxyde de carbone réagit avec l'eau pour former de l'acide carbonique. concentration dans les années 1990 (d'après la climatologie GLODAP ) L'acide carbonique se dissocie rapidement en ion hydrogène libre (de ce fait de l'hydronium) et en bicarbonate.L'ion hydrogène libre rentre en contact avec le carbonate, déjà présent dans l'eau à partir de la dissolution de CaCO3, et réagit pour former plus d'ion bicarbonate.Les éléments et les molécules dissouts dans les équations ci-dessus, principalement le bicarbonate, constituent le système d'alcalinité carbonatée, le principal contributeur à l'alcalinité de l'eau de mer.

Pompe à carbonate La pompe à carbonate, parfois appelée contre-pompe à carbonate, démarre avec des organismes marins à la surface de l'océan produisant du carbone inorganique particulaire (CIP) sous forme de carbonate de calcium (calcite ou aragonite, CaCO3). Ce CaCO3 est ce qui forme les parties dures du corps comme les coquilles. La formation de ces coquilles augmente le CO2 atmosphérique en raison de la production de CaCO3 dans la réaction suivante à stoechiométrie simplifiée : Les coccosphaerales (ou prymnesiophyceae), un groupe de phytoplancton presque omniprésent produisant des coquilles de carbonate de calcium, sont les principaux contributeurs à la pompe à carbonate. Leur abondance dans les eaux de surface marque de façon significative la chimie des carbonates dans l'océan en dessous : ils fournissent un mécanisme important pour le transport descendant de CaCO3. Le flux air-mer de induit par une communauté biologique marine peut être déterminé par le taux de pluie - la proportion de carbone du carbonate de calcium par rapport à celle du carbone organique dans les particules qui tombent au fond de l'océan (CIP/COP). La pompe à carbonate agit comme une rétroaction négative sur le dioxyde de carbone prélevé dans l'océan par la pompe à solubilité. Il se produit toutefois avec une ampleur moindre que la pompe de solubilité.

Pompe biologique

Le carbone organique particulaire, créé par la production biologique, peut venir de la couche supérieure de l'océan dans un flux communément appelé pompe biologique, ou flux respiré (équation 6) en carbone inorganique. Dans le premier cas, le CID est transformé biologiquement en matière organique par la photosynthèse (équation 5) et d'autres formes d'autotrophie puis coule et se retrouve, en partie ou en totalité, digéré par les hétérotrophes. Le carbone organique particulaire peut être classé, en fonction de la facilité avec laquelle les organismes peuvent le décomposer pour se nourrir, comme labile, semi-labile ou réfractaire. La photosynthèse par le phytoplancton est la principale source de molécules labiles et semi-labiles, et est la source indirecte de la plupart des molécules réfractaires. Les molécules labiles sont présentes à de faibles concentrations à l'extérieur des cellules en quantité de l'ordre du picomolaire et ont des demi-vies de quelques minutes seulement lorsqu'elles sont libres dans l'océan. Elles sont consommées par les microbes dans les heures ou les jours suivant leur production et résident à la surface des océans, où elles contribuent à la majorité du flux de carbone labile. Les molécules semi-labiles, beaucoup plus difficiles à consommer, sont capables d'atteindre des profondeurs de plusieurs centaines de mètres sous la surface avant d'être métabolisées. La matière organique dissoute (MOD ou ) réfractaire est constituée en grande partie des molécules aromatiques hautement conjuguées comme les hydrocarbures aromatiques polycycliques ou la lignine. Les MOD réfractaires peuvent atteindre des profondeurs supérieures à et circulent dans les océans pendant des milliers d'années. Au cours d'une année, environ de carbone labile et semi-labile fixé par photosynthèse sont absorbées par les hétérotrophes, alors que moins de de carbone réfractaire est consommée. La matière organique dissoute marine peut stocker autant de carbone que l'offre actuelle de CO2 atmosphérique, mais les processus industriels modifient l'équilibre de ce cycle.

Contributions