Le rôle prépondérant de l’océan dans le cycle global du carbone 

Le cycle global du carbone comprend quatre réservoirs principaux : l’atmosphère, les océans, les écosystèmes terrestres et les réserves de combustibles fossiles. La vitesse des échanges entre ces réservoirs varie grandement, de quelques secondes (e.g. fixation du carbone inorganique dissous (CID) par photosynthèse) à plusieurs millénaires (e.g. accumulation du carbone fossile après dépôt et diagénèse de la matière organique) (Houghton 2003, Emerson & Hedges 2008). L’océan actuel contient 39 000 Gt de carbone, dont 700 Gt dans l’océan de surface, ce qui représente 50 fois le contenu en carbone de l’atmosphère (Takahashi 1989, Fasham 2003, Houghton 2003, Emerson & Hedges 2008). Les principaux échanges du réservoir océanique ont lieu avec l’ atmosphère. Le transfert du dioxyde de carbone (C02) de l’atmosphère vers l’océan se fait par dissolution liée à la différence des pressions partielles de ce gaz dans l’ air et dans l’eau (Mann & Lazier 1996, Sarmiento & Gruber 2006). Pour qu’ il y ait transfert du CO2 atmosphérique vers l’océan, il faut une différence de pression partielle entre les eaux de surface océaniques et l’atmosphère. Ce gradient de pression partielle peut être créé par l’exportation du carbone présent dans les couches de surface océaniques suivi de sa séquestration en profondeur sous forme organique ou inorganique, empêchant ainsi sa réémission vers l’atmosphère pour plusieurs centaines voire milliers d’années. L’exportation du carbone vers l’océan profond peut avoir lieu par l’ intermédiaire de différents mécanismes physiques ou biologiques qui constituent les trois pompes océaniques: la pompe à solubilité, la pompe à carbonates et la pompe biologique à CO2 (Volk & Hoffert 1985) et interviennent ainsi dans les échanges de carbone entre l’océan et l’atmosphère.

La pompe à solubilité
La solubilité du CO2 étant inversement proportionnelle à la température (Mann & Lazier 1996, Sarmiento & Gruber 2006), plus les eaux sont froides plus elles peuvent contenir de CID (Takahashi 1989, Emerson & Hedges 2008). Dans l’océan Arctique, les eaux froides de surface favorisent donc le transfert du CO2 atmosphérique vers les couches de surface océaniques (Murata & Takizawa 2003). Les eaux froides sont généralement plus denses et plongent en profondeur dans les zones de formation d’eau profonde (e.g. mers de Norvège, du Groenland et du Labrador). Le CID est alors entraîné avec les masses d’ eau plus denses en profondeur créant ainsi un déficit de CID dans les couches de surface et, par conséquent, un pompage du CO2 de l’ atmosphère vers l’océan. Ce mécanisme est appelé la pompe à solubilité (Volk & Hoffert 1985, Fasham 2003, Houghton 2003). Selon Sarmiento et al. (1995), les pompes biologiques contribuent très faiblement à l’ exportation et à la séquestration du carbone comparativement à la pompe à solubilité; excepté aux hautes latitudes où les pompes biologiques seraient responsables de 20% du gradient vertical de CID.

La pompe à carbonates
Dans les couches de surface, le CID peut être incorporé dans la fabrication d’ exosquelettes calcaires par des organIsmes photo synthétiques comme les coccolithophoridés (Riebesell et al. 2000, de la Rocha et al. 2008, Fischer et al. 2009) ou des organismes hétérotrophes comme les foraminifères (Field et al. 2006, Stoll et al. 2007) et les ptéropodes (Orr et al. 2005). Dans l’eau, le CO2 s’hydrate pour former de l’acide carbonique (H2C03) puis se dissocie et forme l’ ion bicarbonate (HC03l Cet ion est ensuite associé à un ion calcium (Ca2 +) pour former du carbonate de calcium (CaC03) selon l’ équation suivante (Riebese1l2004, Sarmiento & Gruber 2006) : Ca²⁺ + 2HCO₃⁻  ➝ + CaCO₃ + CO₂ + H₂O

Les exosquelettes calcaires ainsi formés sont efficacement exportés en profondeur car ils jouent un rôle de ballast pour les organismes qu’ils recouvrent (de la Rocha et al. 2008, Fischer et al. 2009). Environ 50% du carbonate de calcium incorporé aux exosquelettes de l’océan de surface atteignent le fond océanique et 13% du carbonate de calcium exporté de la surface sont enfouis dans les sédiments chaque année (Sarmiento & Gruber 2006). La pompe à carbonates joue donc un rôle important dans la capacité de séquestration du carbone. Toutefois, cette pompe agit sur une longue période de temps de l’ordre de 105 années (Sarmiento & Gruber 2006) et à court terme ne contribue pas au pompage actif de CO2 de l’atmosphère vers l’océan car la formation du carbonate de calcium libère du CO2 dans les eaux de surface.

La matière organique ainsi formée peut être exportée de la surface vers les couches plus profondes sous différentes formes (Boyd & Trull 2007). Les cellules phytoplanctoniques peuvent sédimenter intactes ou fragmentées ou être consommées par des herbivores principalement le zooplancton (Wassmann 1998, Caron et al. 2004, Buesseler et al. 2008). Le zooplancton produit ensuite des pelotes fécales qui peuvent, dans certains cas, sédimenter rapidement vers le fond (Pilskaln & Honjo 1987, Wexel Riser et al. 2007, Buesseler & Boyd 2009). Enfin, les cellules phytoplanctoniques et les détritus liés à la dégradation de la matière organique peuvent s’agglomérer et former des agrégats, aussi appelés « neige marine» (Alldredge & Silver 1988, Ki0rboe & Hansen 1993, Turner 2002), qui peuvent sédimenter rapidement (Alldredge & Jackson 1995, Passow & de la Rocha 2006). L’exportation verticale du carbone organique et sa séquestration dans les couches profondes entraînent un déficit en CO2 dans les couches de surface, ce qui favorise sa diffusion de l’atmosphère vers l’océan.

La fixation du carbone par le phytoplancton mann représente environ 45 Ot de carbone par an (Falkowski et al. 1998, Field et al. 1998, Houghton 2003 , Emerson & Hedges 2008) soit plus de 100 millions de tonnes de carbone par jour. Il a été estimé qu’environ 35% de ce carbone organique synthétisé dans la zone euphotique sont exportés vers le fond de l’océan par an (i.e. 16 Gt Ca⁻¹ ; Falkowski et al. 1998, Feely et al. 2001 , Boyd & Trull 2007), le reste est respiré ou recyclé dans les eaux de surface (Rivkin & Legendre 2001 , Fasham 2003). Le carbone organique en voie de sédimentation est lui aussi oxydé ou recyclé au cours de sa descente vers les couches profondes et seuls <0,5% de la production primaire de surface seront vraisemblablement séquestrés dans les sédiments marins (Feely et al. 2001, Fasham 2003, Middelburg & Meysman 2007). La fixation nette annuelle de carbone par le phytoplancton est estimée à 2 Gt par an (Dyrssen 2001 , Feely et al. 2001, Houghton 2003, Gruber et al. 2009) soit un tiers du carbone émis dans l’atmosphère chaque année par les activités anthropiques (i.e. > 6 Gt e ; Feely et al. 2001, Houghton 2003, Emerson & Hedges 2008). Ainsi, le fonctionnement et l’intensité de ces trois pompes influencent directement la concentration de e02 dans l’atmosphère et ont, par conséquent, une action directe sur les changements climatiques globaux.