1. POUVOIR DE RECHAUFFEMENT GLOBAL 
Pour comparer les effets des différents gaz à effet
de serre on définit un Pouvoir de Réchauffement Global
(PRG) du gaz mesuré en kilogramme équivalent carbone.
Le PRG d’un kilogramme de carbone est, par définition
le même que celui correspondant à l’émission
de 3,66 kg de CO2 contenant 1 kg de carbone. Les différents
gaz ayant des durées de vie variables, il s’ensuit que
leur PRG dépend du temps au bout duquel l’effet est mesuré.
Le Tableau 1 donne des exemples de PRG à différentes
époques pour 1 kilogramme de gaz émis. Par convention
le PRG du gaz carbonique est indépendant du temps. Les différences
de comportement dans le temps du gaz carbonique et des autres gaz
expliquent que les PRG de ces derniers augmentent ou diminuent selon
les cas.
| Gaz |
PRG 20 ans |
PRG 100 ans |
PRG 500 ans |
| CO2 |
0,273 |
0,273 |
0,273 |
| CH4 |
16,9 |
6,3 |
1.9 |
| N2O |
75,1 |
81 |
42,6 |
| HFC |
12-2550 |
3-3300 |
1-2700 |
| CFC |
1350-2800 |
1250-3800 |
437-4450 |
Pouvoirs de Réchauffement Global pour l’émission
d’un kilogramme de différents gaz à effet de serre
mesurés en kg équivalent carbone. Les HFC (Hydrofluorocarbures)
et les CFC (Chlorofluorocarbures) correspondant à une famille
de molécules on indique une plage de valeurs des PRG.
Ce sont, en général, les PRG à 100 ans qui sont
retenus dans les discussions sur les émissions de gaz à
effet de serre.
|
2. PROPRIETES
DES GAZ A EFFET DE SERRE
2.1. LA VAPEUR D’EAU
Le cas de la vapeur d’eau est particulier car sa concentration
s’adapte rapidement à la température. La vapeur
d’eau rejetée par des éruptions volcaniques ou
par l’industrie humaine se condense rapidement sans avoir le
temps de modifier la température. Inversement, si la température
augmente pour une raison ou une autre, la concentration de la vapeur
d’eau augmente également et amplifie l’augmentation
de la température (c’est une rétroactivité
positive). Il faut, toutefois, remarquer que l’augmentation
de la nébulosité peut aussi se traduire par une réflexion
accrue de la lumière solaire (augmentation de l’albédo1
), et, donc, une diminution de la température. Le traitement
de l’influence de la vapeur d’eau sur le climat est un
des points difficiles des modèles théoriques du climat.
1Fraction de l'énergie
reçue que diffuse ou réfléchit un corps non lumineux. |
2.2. LE GAZ CARBONIQUE
Le gaz carbonique était présent en abondance dans l’atmosphère
primitive de la terre. La puissance du soleil était de plusieurs
dizaines de pour cent plus faible à cette époque qu’à
présent. Le climat aurait donc dû être froid. Mais
la teneur en CO2 de l'atmosphère primitive de la
planète étant très élevée, il y
avait un effet de serre très fort. Ceci a permis à notre
planète d'avoir une bonne température, favorable à
l'apparition, puis au développement, de la vie sur la Terre.
Avec l'apparition de la vie, le CO2 a été
progressivement absorbé et sa teneur a diminué dans
l'atmosphère, le carbone disparu étant stocké
dans des roches sédimentaires ou sous forme de charbon ou de
pétrole, l'oxygène ainsi libéré devenant
un constituant important de l'atmosphère. Avec la diminution
du CO2 dans l'atmosphère et donc de l'effet de serre,
la terre avait tendance à se refroidir. Mais ce refroidissement
a été heureusement compensé par une augmentation
en puissance du rayonnement solaire.
En absence de perturbation humaine, la concentration du gaz carbonique
dans l’atmosphère résulte essentiellement des
interactions entre l’atmosphère, l’océan
et la biosphère. Les végétaux fixent le carbone
du gaz carbonique pendant leur phase de croissance, tout en relâchant
de l’oxygène. C’est la photosynthèse.
Tous les autres êtres vivants se construisent grâce
au carbone des végétaux, et servent donc à
stocker ce dernier. Ce stockage peut être à très
long terme comme dans les gisements fossiles et surtout dans les
carbonates (les roches calcaires), comme indiqué ci-dessus.
Inversement, presque tous les êtres vivants utilisent l’oxygène
et rejettent du gaz carbonique pour leurs besoins en énergie.
La décomposition des êtres vivants après leur
mort produit aussi, à la fois, du gaz carbonique et du méthane.
Globalement, en dehors de l’intervention humaine, la biosphère
absorbe plus de carbone qu’elle n’en émet, le
complément de production de gaz carbonique provenant des
éruptions volcaniques (80 millions de tonnes par an). Le
Tableau 2 montre l’importance des échanges de carbone
sous forme de gaz carbonique entre la biosphère, l’atmosphère
et l’océan. Le tableau est fait dans l’hypothèse
d’un équilibre. On note que chaque année la
biomasse absorbe 120 Giga tonnes de carbone et perd une moitié
de cette quantité par respiration et l’autre par l’arrêt
du processus vital. De son côté la décomposition
de la biomasse émet 60 Giga tonnes annuelles.
Tableau 2
Stocks de Carbone et flux de gaz carbonique (exprimés en Giga-tonnes
de Carbone).
|
Stock (GtC) |
Flux entrant (GtC/an) |
Flux sortant (GtC/an) |
Atmosphère |
750 |
210 |
210 |
Biomasse |
610 |
120 |
60 |
Sol |
1700 |
- |
60 |
Océan superficiel |
1020 |
90 |
90 |
Le Tableau 2 ne traite pas des principaux réservoirs de Carbone
dont l’importance même entraîne que toute évolution
doit être lente. L’océan à lui seul contient
presque 40000 Giga tonnes de carbone, mais la lithosphère2
en contient près de 10 millions. L’évolution du
carbone de la lithosphère se fait à des échelles
de temps géologiques et nous n’en parlerons pas davantage.
Par contre une description plus complète du cycle du carbone
océanique est importante dans la mesure où, nous le
verrons, l’océan joue un rôle important dans le
contrôle de la concentration du gaz carbonique dans l’atmosphère.
Cette description est faite dans le Tableau 3. Les stocks de chaque
réservoir sont indiqués sur la diagonale du Tableau.
Tableau 3
Stocks (GtC) et flux de carbone (Gt/a) dans l’océan. Les stocks
(chiffres gras) sont indiqués sur la diagonale du tableau.
|
Océan superficiel
vers
|
Plancton
vers
|
C organique dissous
vers
|
Océan Profond
vers
|
Sédiments
vers
|
Océan superficiel |
1020 |
40 |
- |
100 |
- |
Plancton |
50 |
3 |
- |
- |
- |
C organique dissous |
- |
6 |
1000 |
- |
- |
Océan Profond |
90 |
4 |
6 |
36900 |
- |
Sédiments |
- |
- |
- |
0,04 |
150 |
Ce qui précède concerne le cycle du carbone en absence
de l’intervention humaine. Or, depuis la révolution
industrielle l’homme rejette des quantités croissantes
de gaz carbonique dans l’atmosphère, conséquence
de l’utilisation massive de combustibles fossiles. Ces rejets
excédentaires sont d’environ 6 milliards de tonnes
de Carbonne (GtC) chaque année. La déforestation et
le changement d’occupation des sols augmentent encore ces
rejets d’environ 1 GtC. On estime que près de 4 GtC
restent dans l’atmosphère, augmentant donc progressivement
la concentration atmosphérique du gaz carbonique. Environ
2 GtC seraient absorbés par l’océan et 1 GtC
par une croissance de la biomasse.
2 Partie solide du globe terrestre. |
2.3. LE METHANE
Le méthane est produit par la décomposition de la matière
vivante. Il est détruit par oxydation dans l’atmosphère
ou photo dissociation dans la stratosphère. Du fait de ces
processus la durée de vie du méthane dans l’atmosphère
est de l’ordre d’une vingtaine d’années.
Les émissions naturelles de méthane se montent à
environ 200 millions de tonnes par an (dont 30 dues aux termites !).
Les émissions anthropiques (dues à l’homme) sont
plus importantes : 100 millions de tonnes liées à l’utilisation
des combustibles fossiles (fuites de gaz, émissions de grisou),
100 millions de tonnes à l’élevage des ruminants,
80 millions de tonnes émises par les rizières, 40 millions
de tonnes par la combustion de la biomasse et environ 60 millions
de tonnes émises par les décharges d’ordures ménagères.
|
|
2.4. LE PROTOXYDE D’AZOTE
Le protoxyde d’azote, N2O, est le plus stable des oxydes d’azote.
Il est produit naturellement par des bactéries du sol qui fixent
incomplètement l’azote des nitrates. Cette production
est accrue d’environ 5 millions de tonnes par an par l’emploi
des engrais azotés. Environ autant est produit, avec d’autres
oxydes d’azote (NO, NO2), par les moteurs thermiques où
se produisent à haute température des réactions
d’oxydation de l’azote de l’air.
Le protoxyde d’azote, très stable, est détruit
par oxydation dans la haute atmosphère, par exemple en réagissant
avec l’ozone. La durée de vie du protoxyde d’azote
atteint 120 ans
|
2.5. L’OZONE
L’ozone stratosphérique est le résultat d’un
équilibre entre production et destruction contrôlées
par des réactions photochimiques. Le rôle essentiel de
l’ozone est de filtrer le rayonnement ultra-violet.
L’ozone atmosphérique résulte de réactions
photo-chimiques entre produits de la combustion soit de la biomasse,
soit de combustibles fossiles. L’ozone est fragile et a une
très faible durée de vie dans l’atmosphère.
|
3. LA MARQUE DE L’HOMME
La mesure de la concentration des principaux gaz à
effet de serre depuis plus de deux siècles montre, comme on
peut le voir sur la figure 1, une augmentation très rapide.
Il est clair que cette augmentation est due aux différentes
facettes de l’activité humaine. La concentration du CO2
est passée de 280 à 360 parties par millions (ppm),
une valeur jamais atteinte depuis au moins 500000 ans. Les autres
gaz ont augmenté encore plus vite.
Cette augmentation des concentrations de gaz à effet de serre
a-t-elle provoqué une augmentation de la température
? La figure 2 semble, en effet, le démontrer. Mais la question
est encore débattue. Il semble qu’une partie de l’augmentation
soit due à une augmentation de l’activité solaire
marquant la sortie du petit âge glaciaire des 17 et 18ème
siècles. De plus la stabilisation de la température
entre 1940 et 1980 semble aller à l’encontre de ce que
laisserait prévoir l’évolution des concentrations
des gaz à effet de serre.
La compréhension du comportement de la température requiert
l’utilisation de modèles climatiques complexes tels ceux
utilisés par le GIEC (Groupe Intergouvernemental d’Etude
du Climat).
La figure 3 est un exemple du type d’accord obtenu entre les
observations et les calculs des modèles. En particulier on
voit qu’un accord satisfaisant ne peut être obtenu que
si les modèles incluent à la fois les conséquences
des variations naturelles (niveau de l’insolation et effets
des éruptions volcaniques) et de émissions anthropiques.
Depuis le début du siècle la température moyenne
a cru de 1 degré environ. La contribution de l’activité
humaine est estimée d’après ces calculs à
environ 0,6 degrés.
|
Figure 3
Comparaison entre l’évolution observée
de la température et les résultats des modèles
du GIEC incluant ou non l’effet des émissions de gaz
à effet de serre d’origine anthropique et les variations
de l’insolation.
|
*******************************
|
|
