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Cycle du carbone et réchauffement planétaire
Le bilan du CO2 de l’océan a été en partie mesuré et modélisé. La quantité nette de CO2 absorbée par l’océan est estimé à environ 2 GTC/an. Les schémas de circulation et d’autres facteurs physico-chimiques déterminent la solubilité du CO2, les taux de transfert gazeux à la surface des mers et le transport en vrac du carbone dans les océans. Deux processus fondamentaux se superposent à ces effets : la fixation du carbone par photosynthèse et le dégagement de CO2 par la respiration. Il s’ensuit que la concentration en CO2 de l’océan, en surface, est rarement en équilibre avec la teneur en CO2 de l’atmosphère (Chen, 1992). Avec l’augmentation marquée des rejets de CO2 dans l’atmosphère enregistrée depuis 200 ans, la quantité de dioxyde absorbée par les océans a elle aussi largement augmentée (Duplessy et Morel, 1990). Ce phénomène n’entraîne cependant pas une multiplication des organismes vivants parce que le carbone dont ils ont besoin est déjà présent en grandes quantités. Ce que nous ignorons actuellement, c’est de quelle façon cette augmentation de l’absorption de CO2 est précisément liée à la circulation des eaux dans les océans. Une autre lacune essentielle de la connaissance du rôle des océans dans le cycle du carbone provient de la difficulté de calculer précisément dans quelle proportion le CO2 s’échange entre l’air et la mer – et donc quelle quantité du dioxyde de carbone produit par l’activité humaine est absorbée par l’océan.
En d’autres termes, existe-t-il une chance que les océans puissent nous préserver du réchauffement de la planète en absorbant l’excès de CO2 que nous rejetons ? Enfin, une dernière question subsiste quant au devenir de la biomasse marine face à cette augmentation de carbone dans l’océan.Ceprocessus risque, à moyen ou à long terme, de changer les distributions, les tailles mais aussi les comportements des espèces vivantes dans la colonne d’eau. Au final, ce dérèglement pourrait générer un bouleversement de la chaîne alimentaire.
La production biologique, à la base de la pompe biologique, est en fait très variable selon les zones océaniques. Dans les eaux de surface Antarctique, les matières nutritives sont abondantes et bien que l’énergie solaire incidente soit très largement suffisante en été et au printemps, 20% seulement de sel nutritif est utilisé par le phytoplancton : c’est le paradoxe Antarctique (zone “ High Nutrients and Low Chlorophyll ”). En fait, les algues planctoniques poussent mal dans les milieux froids, turbulents, brassés par les vents violents. Le phytoplancton pousse mal, également, car il manque d’oligo-éléments, notamment le fer. Le fait que la concentration en fer constitue un facteur déterminant de la photosynthèse a conduit à imaginer qu’un apport de fer opéré dans l’hémisphère Sud durant les mois d’été pourrait permettre à de plus grandes populations de plancton d’absorber davantage de carbone atmosphérique, diminuant ainsi l’effet de serre. Quelques tentatives de fertilisation par le fer ont été effectuées dans plusieurs régions du Pacifique Equatorial (Coale et al., 1996; Martin et al., 1994) et dans l’océan Austral (Boyd et al., 2000). Les résultatssont très concluants en ce qui concerne l’observation d’un bloom du phytoplancton. Cependant, bien que le phytoplancton se développe mieux et absorbe plus de CO2 dans un milieu enrichi en fer, le devenir du carbone organique reste inconnu (Boyd et al., 2000; Charette and Buesseler, 2000b; Coale et al., 1996). En outre, les espèces constituantes du phytoplancton ne réagissent pas de la même manière à l’ajout de fer (Boyd et al., 2000; Coale et al., 1996; Martin et al., 1991).
L’écosystème en est modifié et le changement de la composition du phytoplancton peut influencer celle des prédateurs (zooplancton) causant ainsi un risque écologique.
Nouveau bilan de silicium dans l’océan
Le silicium (Si) dans l’océan a connu depuis quelques années un regain d’intérêt de la part des géochimistes et des biologistes. Son abondance contrôle le développement d’une partie du phytoplancton, les diatomées principalement qui présentent un test siliceux (coquilles appelées frustules) et sont particulièrement abondantes dans les zones polaires. Ces diatomées, par la photosynthèse, interviennent dans le cycle du CO2. Par ailleurs, l’épaisseur de ces frustules est inversement corrélée à l’abondance de fer dans le milieu, influant ainsi le cycle de la silice (Martin et Fitzwater, 1988; Tréguer et Jacques, 1992). Contrairement à ce qu’on pensait jusqu’à présent, ce n’est pas la quantité d’azote mais la disponibilité en Si sous forme d’acide silicique dans les eaux de surface qui limite très souvent la croissance du phytoplancton de plusieurs zones océaniques et côtières. De plus, en zones tempérées et polaires, les flux de carbone exportés vers les sédiments sont souvent supportés par ces diatomées. Pour ces raisons, comprendre et quantifier le cycle biogéochimique du Si est devenu une haute priorité (Tréguer et al., 1995).
Les programmes scientifiques internationaux (JGOFS et PROOF)
Le programme international JGOFS (“ Joint Global Ocean Flux Study ”) est consacré à l’étude et à la quantification de la contribution de l’océan aux flux planétaires de carbone.
L’approche dite biogéochimique des écosystèmes marins consiste à tenter de quantifier, y comprispar modélisation mathématique, les différents flux de carbone dus aux organismes vivant (enpriorité ceux à l’origine d’exportation et de séquestration en profondeur) et de comprendre les mécanismes et les processus qui en sont responsables. La biogéochimie complète l’étude du cycle du carbone par la prise en compte d’autres éléments associés au fonctionnement des écosystèmes marins, tels que l’azote, le phosphore, le silicium, voire le fer. En France, le programme PROOF ajoute à l’approche JGOFS l’étude d’un certain nombre de processus non uniquement biologiques contribuant aux flux de carbone, notamment dans le domaine des échanges océan-atmosphère.
Particules marines et traceurs en géochimie
Tout élément (sous forme dissoute ou associé aux particules) dans l’océan participe à diverses réactions chimiques et biologiques. A travers divers processus de transport dans la colonne d’eau, cet élément finit par sédimenter au fond. La durée de ce trajet, appelée “ temps de résidence ”, est très variable suivant les propriétés chimiques de cet élément (soluble ou réactif aux particules) et l’activité biologique rencontrée. Ainsi, un certain nombre d’élément chimique (radioactif ou non) sont utilisés comme traceurs afin de reconstituer les processus biogéochimiques qui ont lieu dans la colonne d’eau.
Les particules marines
Bien que discrètes, les particules marines jouent un rôle important dans la régulation de la chimie de l’océan (Fig 2). Elles ont deux origines majeures : les continents (lithogène) et l’activité biologique (biogène). Les continents sont une source majeure de particules (d’origine naturelles ou anthropiques) pour l’océan. Par le biais des vents et des fleuves, un flux de 16 milliards de tonne par an est déversé dans les océans. A cela s’ajoute des particules issues de l’activité biologique marine. Cette activité biologique dépend de l’apport des sels nutritifs, des courants marins (upwellings, tourbillons…) et de l’incidence lumineuse. En surface, les algues utilisent les sels nutritifs pour fabriquer de la matière organique via le processus de photosynthèse (voir paragrapheA- 1). Par la suite, ces algues sont broutées par le zooplancton et ainsi de suite le long de la chaîne alimentaire. Ainsi une partie des éléments chimiques sous forme dissoute se retrouvent sous forme de particules et finit par chuter au fond de la colonne d’eau. Ce flux de particules exportées est estimé à deux milliards de tonne par an. Ces particules marines diffèrent suivant leurs constitutions (densité) et leurs tailles. Elles varient de quelques centièmes de micromètres (colloïdes) à quelques dizaines de millimètres (agrégats). Les plus petites (0,6 à 60 µm) forment les particules en suspension et leur transport dépend beaucoup de la dynamique de la colonne d’eau. Leur vitesse de chute est estimée à quelques centaines de mètres par an. Les grosses particules (> 60 µm), moins abondantes, chutent rapidement (de l’ordre de 100 mètres par jour) et sont formées principalement de cadavres et de pelotes fécales : elles constituent l’essentiel du flux vertical (Jeandel, 1998; Minster, 1997).
Les pièges à particules
Les pièges à particules sont des appareils utilisés pour collecter les particules au cours de leur chute verticale dans la colonne d’eau. Ces pièges sont fixés sur une ligne de mouillage qui peut être soit fixée au fond par un lest soit dérivante. Pour les pièges dérivants la ligne est libre et donc elle se déplace avec la masse d’eau dans laquelle elle est immergée. Ici, on s’intéressera uniquement à ce type de piège. Il s’agit d’entonnoirs d’environ 1 m de diamètre récoltant les particules qui sédimentent (supérieure à quelques dizaines de microns). A la base du cône, se trouve un carrousel de godets récoltant les particules pendant un temps défini à l’avance.
Ces instruments de mesure présentent certains inconvénients. Lors de la collecte de particules dans les godets, des organismes vivants (appelés “ swimmers ”, en anglais) peuvent pénétrer de manière active dans les godets pour manger la matière présente et biaiser ainsi les mesures. Pour différencier les flux de matière entrés de façon passive et active dans le piège,unpoison est ajouté dans les godets afin de trier la matière collectée. Par ailleurs, une solubilisation de la matière particulaire (comme le carbone organique) est souvent observée dans les pièges (Gardner et al., 1983). D’autres part, des biais hydrodynamiques influencent aussi les mesures de flux de matière. Lorsque les courants latéraux dépassent 10 cm/s, l’inclinaison des pièges devient significative, provoquant ainsi une perte d’efficacité de collecte des particules dans les godets (Gardner, 1996). Si les pièges sont trop proches de la surface, la turbulence de la couche de mélange, qui engendre une dispersion des particules, peut fausser l’estimation des flux sédimentant (Gardner et al., 1995). Près du fond, la remise en suspension des particules envahis la matière contenue dans les godets des pièges (Honjo et al., 1982). Enfin, une autre source d’erreur est due aux interférences hydrodynamiques liées à la géométrie des pièges. Des tests en mer et en laboratoire ont permis de comparer la quantité du flux vertical et la composition du matériel piégé en utilisant deux types de pièges à particules dérivants (Buesseler et al., 2000a) : les STST(“ Surface-Tethered Sediment Trap ”) – utilisés régulièrement aux sites BATS (Bermuda Atlantic Time Series) et HOT (Hawaii Ocean Time Series) – et les nouveaux pièges NBST (“ Neutrally Buoyant Sediment Trap ” ; Valdes et al., 1997; Valdes et Price, 2000). Tous les deux sont de forme cylindrique mais leur comportement en mer diffèrent. Les NBST sont immergés dans la colonne d’eau et restent à une profondeur définie à l’avance. Les STST sont reliés par une bouée placée en surface et sont donc plus sensibles au problème de l’inclinaison des tubes collectant les particules : ils sont donc plus vulnérables aux courants que les NBST. D’autre part, ces études ont montrées qu’il n’y avait pas de différence majeure en ce qui concerne les flux de POC, de PON (Particulate Organic Nitrate) et de masse totale collectés par les STST et les NBST. Par contre, ils notent une différence significative dans la composition du matériel (234Th et pelotes fécales) même lors de faibles courants horizontaux. Enfin, la géométrie du NBST réduit les flux actifs de matériel piégés apportés par les “ swimmers ” (Buesseler et al., 2000a).
En tenant compte également des migrations verticales du zooplancton et de l’hétérogénéité des flux verticaux de particules dans l’océan, on voit qu’il est difficile de garantir l’efficacité des pièges. Ainsi les pièges profonds (> 1700 m) ont une précision de ± 25% tandis que ceux déployés en surface, là où les courants sont plus intenses (< 1200 m), ne collectent que 35 à 80% du flux de particules (Bacon, 1996). La méthode la plus efficace pour garantir la validité des mesures est celle apportée par la comparaison des flux de 234Th modélisés avec ceux mesurés dans les pièges (voirparagraphe C- 3).
Les pompes in situ
Elles permettent de filtrer d’importants volumes d’eau de mer et de recueillir des particules en suspension, dont la taille dépend de la porosité des filtres utilisés. Ces pompes sont fixées sur un câble et placées à une profondeur voulue. L’avantage de cette technique de mesure vient du fait que l’on connaît parfaitement le volume filtré (précision de 5 %), ce qui permet de déterminer le stock de particule mais pas le flux. Cependant, cette méthode induit un fractionnement des particules au niveau du filtre et les mesures peuvent être aussi biaisées par le type de filtre utilisé (Moran et al., 1999).
Les traceurs chimiques marins
Comme on vient de le voir, les espèces chimiques dissoutes dépendent de la dynamique de la colonne d’eau. Elles permettent de suivre le transport des masses d’eau : ce sont les traceurs de la circulation océanique. Cependant, la plupart des éléments chimiques sont aussi affectés par les processus biogéochimiques. Parmi cela, on s’intéressera seulement ici aux traceurs radioactifs.
Les propriétés chimiques d’un isotope radioactif étant identiques à celles d’un isotope stable, un radio-isotope se comporte comme un atome stable jusqu’à ce qu’il se désintègre. On distingue les radioactivités de type α (émission d’un noyau d’hélium), β- (émission d’un électron), β+ (émission d’un positron) et γ (émission d’un photon de haute énergie). Les éléments radioactifs se caractérisent par leur durée de demi-vie ou période radioactive (T1/2), par la nature et l’énergie des rayonnements qu’ils émettent en se désintégrant. Ces propriétés sont utilisées pour la datation en géologie ou pour la mise en œuvre de traceurs radioactifs. La plupart des isotopes radioactifs existant à l’état naturel appartiennent à trois séries de transformations radioactives (celle du thorium; celle de l’uranium et celle de l’actinium). L’origine des radionucléides, nucléides instables, remonte à l’époque de la formation du système solaire, ou s’explique de manière marginale par l’action des rayons cosmiques.
Depuis les années 60, ces nouveaux traceurs ont permis d’accroître nos connaissances en océanographie. Dans la nature, on trouve de nombreux éléments radioactifs. Certains sont présents depuis la formation de la Terre et se désintègrent lentement. D’autres sont de vie courte et sont donc plus jeunes. Ces derniers sont issus soit du bombardement cosmique (14C), soit de la désintégration d’isotopes radioactifs à vie longue comme l’uranium 238, 235 et le thorium 232 (voir paragraphe B3). L’apport d’isotopes radioactifs dans les océans a ainsi permis d’étudier le mélange des masses d’eau, la formation d’eau profonde et des courants de fond (Broecker and Peng, 1982).
Une autre catégorie de traceurs est issue de l’activité humaine et se répandent dans l’environnement : le 14C d’origine nucléaire, le tritium et les CFC. Contrairement aux traceurs naturels, ils permettent de suivre les régimes transitoires de l’océan. Cependant l’interprétation de ces données est ardue car il est nécessaire de faire la différence entre les variations de concentrations dues à l’invasion progressive de ces traceurs dans l’océan et la variation naturelle des transports océaniques (Broecker and Peng, 1982).
Utilisation du thorium en géochimie
La radioactivité dans l’océan
Dans la nature, la plupart des noyaux d’atomes sont stables. Cependant, certains atomes ont des noyaux instables, ce qui est dû soit à un excès de protons ou de neutrons, soit à un excès des deux. Ils sont dits radioactifs et sont appelés radio-isotopes ou radionucléides. Les noyaux d’atomes radioactifs se transforment spontanément en d’autres noyaux d’atomes, radioactifs ou non. Ainsi, de noyaux radioactifs en noyaux radioactifs, l’uranium 238 est finalement transformé en une forme stable, le plomb 206. Cette transformation d’un atome radioactif en un autre atome est appelée chaîne de désintégration (Figure 3). Elle s’accompagne d’une émission de différents types de rayonnements (alpha, bêta et gamma). Un élément chimique peut donc avoir à la fois des isotopes radioactifs et des isotopes non radioactifs. Par exemple, le carbone 12 n’est pas radioactif, alors que le carbone 14 l’est. Etant donné que la radioactivité ne concerne que le noyau et pas les électrons, les propriétés chimiques des isotopes radioactifs sont les mêmes que celles des isotopes stables.
L’activité (mesurée en Becquerel – Bq i.e. une désintégration par seconde) d’un échantillon radioactif diminue avec le temps du fait de la disparition progressive des noyaux instables qu’il contient. La désintégration radioactive d’un noyau donné est un phénomène aléatoire. On peut cependant donner pour chaque isotope radioactif une période radioactive ou demi-vie (T1/2) qui est le temps au bout duquel la moitié des atomes radioactifs initialement présents a disparu par transformation spontanée.
Le cycle du thorium dans l’océan
Dans le milieu marin, les différents éléments des familles radioactives naturelles de l’uranium et du thorium peuvent être classés en deux groupes (Figure 3) : ceux qui sont solubles dans l’eau de mer et ceux qui sont réactifs vis à vis des particules, extraits de la colonne d’eau par des processus chimiques et biologiques (adsorption, agrégation, précipitation). Cette disparité de comportements chimiques entraîne des ruptures dans les chaînes radioactives et par conséquent des déséquilibres radioactifs dans les phases dissoutes et particulaires présentes dans le milieu marin.
Comme les isotopes radioactifs instables tendent à se rééquilibrer pour devenir stable, on dispose de chronomètres utiles pour étudier les différentes cinétiques de processus présents dans la colonne d’eau. Le choix de ces éléments, en tant que traceurs, dépend de leur source (atmosphérique, continentale ou marine) et de leur demi-vie. A chaque processus rapide sera associé un traceur a demi-vie courte et vice versa.
Ainsi, il est apparu que l’étude des déséquilibres radioactifs liés aux chaînes de désintégration de l’uranium et du thorium sont des sources importantes d’informations sur les particules marines. Dans ce travail, on s’intéressera aux isotopes de l’uranium (238U et 234U) et à ceux du thorium (234Th, 232Th et 230Th).
Estimations des flux de carbone exportés
La méthode du 234Th, décrite ci-dessus, est utilisée pour calculer un flux de carbone organique (POC) en multipliant le flux du 234Th avec le rapport POC/234Th des particules chutant vers le fond et déterminé à partir des pièges, des pompes in situ ou des bouteilles Niskin. Ces flux de POC sont, par la suite, comparés à ceux mesurés directement dans les pièges. Cependant, cette approche connaît des incertitudes telles que la variabilité temporelle, les termes de transports (Buesseler et al., 1992; Buesseler et al., 1994 ; Wei and Murray, 1992) et surtout le choix du rapport POC/234Th (Buesseler et al., 1995; Michaels et al., 1994).
L’estimation du POC exporté à partir du 234Th suppose que le 234Th soit distribué de façonanalogue au carbone organique parmi les différents types de particules tombant vers le fond (composition, vitesse de chute). Face à cela, des questions subsistent. Comment se comporte l’absorption du 234Th par rapport aux particules disponibles ? Les rapports POC/234Th varient par type de particules – ceux des petites particules étant supérieurs à ceux des grosses – mais de quelle ordre de grandeur ? Les particules collectées à l’aide de pompes in situ sont elles représentatives du réservoir de particules participant à l’export ? Des études récentes ont déjà montrées que les rapports POC/234Th diffèrent entre les mesures de pièges et d’eau de mer filtrée. A NABE, ces valeurs varient en moyenne d’un facteur 2 sur 6 semaines (Tableau 1).
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