“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 31 — #54
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1. Biogéochimie du système climatique...
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du rayonnement ultraviolet. L’amplitude de cette source demeure toutefois
encore plus mal cernée que les sources précédemment citées.
Une fois émis dans l’atmosphère, le méthane est essentiellement détruit chimiquement. Il réagit préférentiellement avec le radical hydroxyle OH, produit
par la photolyse de l’ozon e en région tropicale, et la réaction des sous-produits
avec la vapeur d’eau. On estime à 85 % la part de ce mécanisme dans la destruction atmosphérique du méthane. Les 15 % résiduels sont détruits par des
mécanismes comme l’oxydation par les radicaux chlorés dans la couche limite
océanique, l’oxydation par l’oxygène excité dans la stratosphère, ou encore
l’oxydation par des bactéries méthanotrophes dans les sols non saturés en eau
et poreux. Ces mécanismes de destruction sont relativement lents ; on calcule un temps de résidence atmosphérique des molécules de méthane (temps
nécessaire pour que la concentration diminue d’un facteur 2,7) de l’ordre de
dix ans.
Le doublement du méthane durant les transitions glaciaire-interglaciaires,
tout comme les augmentations brutales pouvant atteindre 200 ppbv en 150 ans
durant les événements millénaires D-O, implique donc soit une augmentation
des sources, soit une diminution du puits par oxydation (et donc une augmentation du temps de résidence de CH 4 ), soit encore, une combinaison des
deux phénomènes. On ne dispose hélas d’aucun proxy intégrateur permettant
d’évaluer indépendamment du méthane lui-même l’importance relative des variations des sources et des puits. En marge de quelques tentatives infructueuses
pour estimer l’évolution de la capacité oxydante de l’atmosphère (teneur en
radicaux OH) à partir des archives glaciaires, l’évolution du puits est estimée
par la simulation de modèles photochimiques prenant en compte les réactions
chimiques les plus importantes dans l’atmosphère, et forcés par les conditions
climatiques simulées par les modèles climatiques en conditions glaciaires et
interglaciaires. Ces simulations suggèrent en général une augmentation des
OH en période glaciaire, essentiellement par deux effets additionnels : d’une
part, la diminution des teneurs en méthane engendre une rétroaction positive favorisant des teneurs plus élevées en OH et donc un puits de méthane
plus important (diminution du temps de résidence de CH 4 ), d’autre part, la
végétation tropicale moins dense pendant la période glaciaire réduit considérablement les émissions de composés organiques volatiles comme l’isoprène ou
les terpènes, également consommateurs d’OH. Il en résulte une augmentation
des teneurs glaciaires en OH, entrainant également une diminution du temps
de vie du méthane (Valdes et al., 2005).
Du coté des sources de méthane, on ne dispose que d’informations très
clairsemées sur, par exemple, l’étendue des zones marécageuses ou l’accumulation de tourbes en régions boréales. Aucune de ces informations ne revêt un
caractère global. On utilise donc des modèles plus ou moins complexes permettant d’estimer l’étendue de ces écosystèmes comme produit sous-maille
d’une végétation, d’un climat et d’une topographie donnée, en s’appuyant notamment sur les DVGM. Les résultats sont contradictoires, certains concluant
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1. Biogéochimie du système climatique...
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du rayonnement ultraviolet. L’amplitude de cette source demeure toutefois
encore plus mal cernée que les sources précédemment citées.
Une fois émis dans l’atmosphère, le méthane est essentiellement détruit chimiquement. Il réagit préférentiellement avec le radical hydroxyle OH, produit
par la photolyse de l’ozon e en région tropicale, et la réaction des sous-produits
avec la vapeur d’eau. On estime à 85 % la part de ce mécanisme dans la destruction atmosphérique du méthane. Les 15 % résiduels sont détruits par des
mécanismes comme l’oxydation par les radicaux chlorés dans la couche limite
océanique, l’oxydation par l’oxygène excité dans la stratosphère, ou encore
l’oxydation par des bactéries méthanotrophes dans les sols non saturés en eau
et poreux. Ces mécanismes de destruction sont relativement lents ; on calcule un temps de résidence atmosphérique des molécules de méthane (temps
nécessaire pour que la concentration diminue d’un facteur 2,7) de l’ordre de
dix ans.
Le doublement du méthane durant les transitions glaciaire-interglaciaires,
tout comme les augmentations brutales pouvant atteindre 200 ppbv en 150 ans
durant les événements millénaires D-O, implique donc soit une augmentation
des sources, soit une diminution du puits par oxydation (et donc une augmentation du temps de résidence de CH 4 ), soit encore, une combinaison des
deux phénomènes. On ne dispose hélas d’aucun proxy intégrateur permettant
d’évaluer indépendamment du méthane lui-même l’importance relative des variations des sources et des puits. En marge de quelques tentatives infructueuses
pour estimer l’évolution de la capacité oxydante de l’atmosphère (teneur en
radicaux OH) à partir des archives glaciaires, l’évolution du puits est estimée
par la simulation de modèles photochimiques prenant en compte les réactions
chimiques les plus importantes dans l’atmosphère, et forcés par les conditions
climatiques simulées par les modèles climatiques en conditions glaciaires et
interglaciaires. Ces simulations suggèrent en général une augmentation des
OH en période glaciaire, essentiellement par deux effets additionnels : d’une
part, la diminution des teneurs en méthane engendre une rétroaction positive favorisant des teneurs plus élevées en OH et donc un puits de méthane
plus important (diminution du temps de résidence de CH 4 ), d’autre part, la
végétation tropicale moins dense pendant la période glaciaire réduit considérablement les émissions de composés organiques volatiles comme l’isoprène ou
les terpènes, également consommateurs d’OH. Il en résulte une augmentation
des teneurs glaciaires en OH, entrainant également une diminution du temps
de vie du méthane (Valdes et al., 2005).
Du coté des sources de méthane, on ne dispose que d’informations très
clairsemées sur, par exemple, l’étendue des zones marécageuses ou l’accumulation de tourbes en régions boréales. Aucune de ces informations ne revêt un
caractère global. On utilise donc des modèles plus ou moins complexes permettant d’estimer l’étendue de ces écosystèmes comme produit sous-maille
d’une végétation, d’un climat et d’une topographie donnée, en s’appuyant notamment sur les DVGM. Les résultats sont contradictoires, certains concluant