Le carbone est bien plus qu'un simple élément chimique (C, numéro atomique 6). Il est le fondement de la vie organique et l'un des principaux régulateurs du climat de notre planète. Son voyage perpétuel entre les grands réservoirs terrestres : l'atmosphère, l'hydrosphère (océans), la biosphère (forêts, sols) et la géosphère (sous-sols), forme un système d'une complexité et d'une harmonie remarquables.
Le cycle du carbone a été progressivement compris comme un réseau complexe de flux et de stocks, reliant biogéochimie et climatologie. L'identification du CO2 comme gaz participant aux échanges entre atmosphère, océans et biosphère a commencé avec les expériences de Joseph Priestley (1733–1804) et Antoine Lavoisier (1743–1794), qui ont démontré le rôle des plantes dans la production d'oxygène et l'absorption de CO2.
Au milieu du 19e siècle, Eunice Newton Foote (1819–1888) a montré que le CO2 absorbe la chaleur solaire, mettant en évidence son rôle dans le réchauffement et la régulation thermique de l'atmosphère, un élément clé pour comprendre le cycle du carbone.
Au 19e siècle également, les études sur la respiration animale et la décomposition organique ont montré que le carbone pouvait circuler entre les organismes vivants et l'atmosphère. Au 20e siècle, la quantification des flux océaniques et terrestres a permis de formaliser le cycle du carbone, distinguant les réservoirs rapides (biosphère, atmosphère, océans de surface) et lents (sédiments, combustibles fossiles, lithosphère).
Aujourd'hui, l'utilisation de modèles climatiques et de mesures isotopiques permet de suivre précisément le transfert de carbone entre réservoirs et de comprendre l'impact des activités humaines sur le CO2 atmosphérique et le réchauffement climatique.
Le cycle du carbone est l’ensemble des processus physiques, chimiques et biologiques qui assurent la circulation du carbone entre les principaux réservoirs de la Terre : atmosphère, biosphère, hydrosphère et lithosphère.
Le cycle du carbone agit sur des échelles de temps très variées : des échanges rapides entre atmosphère, biosphère et océans superficiels (années à décennies) aux transferts lents vers les sédiments et la lithosphère (milliers à millions d’années). Cette superposition de dynamiques rapides et lentes régule le climat terrestre et conditionne la réponse aux perturbations naturelles ou anthropiques.
| Réservoir source | Quantité stockée (GtC) | Réservoir cible | Processus | Flux annuel (GtC/an) | Transformation dominante | Échelle de temps |
|---|---|---|---|---|---|---|
| Atmosphère (CO2) | ≈ 880 | Biosphère végétale | Photosynthèse | ≈ 120 | \( CO_2 + H_2O \xrightarrow{\text{énergie solaire}} CH_2O + O_2 \) (Réduction du carbone minéral en carbone organique) | Années |
| Biosphère végétale | ≈ 450 à 650 | Biosphère animale | Transfert de carbone organique | ≈ 60 | \( CH_2O_{\text{plante}} \rightarrow CH_2O_{\text{animal}} + CO_2 \) | Années à décennies |
| Biosphère (végétale et animale) | ≈ 2 000 (incluant sols) | Atmosphère (CO2) | Respiration, décomposition | ≈ 120 | \( CH_2O + O_2 \rightarrow CO_2 + H_2O + \text{énergie} \) (Oxydation biologique du carbone organique) | Années |
| Atmosphère (CO2) | ≈ 880 | Océans de surface | Dissolution océanique | ≈ 90 | \(CO_2 + H_2O \rightleftharpoons H_2CO_3 \rightleftharpoons H^+ + HCO_3^- \rightleftharpoons 2H^+ + CO_3^{2-}\) (Équilibres CO2 / HCO3- / CO32-) | Mois à siècles |
| Océans (carbone dissous) | ≈ 38 000 | Sédiments marins | Biominéralisation | ≈ 0,5 à 1 | \(Ca^{2+} + HCO_3^- \rightleftharpoons CaCO_3(s) + H^+\) (Formation de carbonates CaCO3) | Siècles à millénaires |
| Biosphère et sédiments | ≈ 15 000 | Combustibles fossiles | Enfouissement, diagenèse | ≈ 0,1 | \(CH_2O_{\text{matière organique}} \rightarrow C_{\text{fossile}} + H_2O + CO_2\) (Concentration et fossilisation du carbone) | Millions d’années |
| Combustibles fossiles | ≈ 4 000 | Atmosphère (CO2) | Combustion | ≈ 10 | \(C_6H_{12}O_6 (\text{fossile}) + 6\,O_2 \rightarrow 6\,CO_2 + 6\,H_2O\) (Oxydation rapide du carbone fossile) | Instantanée à décennies |
| Lithosphère (roches carbonatées) | > 60 000 000 | Atmosphère (CO2) | Subduction, volcanisme | ≈ 0,1 | \(CaCO_3(\text{sédiment}) + \text{magma} \rightarrow CaO + CO_2(\text{volcan})\) (Dégazage mantellique du carbone) | Millions d’années |
N.B. :
La végétation absorbe du CO2 atmosphérique par la photosynthèse, mais elle en rejette également lors de la respiration et de la décomposition des matières organiques. Ainsi, la biosphère agit à la fois comme puits et source de carbone, avec un bilan net qui dépend des flux saisonniers et des perturbations écologiques.
N.B. :
L'équilibre climatique à l'échelle géologique résulte de la rétroaction entre le dégazage volcanique (qui libère du CO2 des réservoirs lithosphériques) et l'altération des silicates (qui capte du CO2 atmosphérique). Un réchauffement accélère l'altération, réduisant le CO2 et refroidissant le climat. Ce mécanisme relie stocks et flux de carbone et agit comme un thermostat planétaire lent mais efficace.
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