Etude de l'Acidification et de l'Oxygénation de la côte Algéroise : Eté 2014
| Généralités
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des carbonates, ces deux dernières étant souvent associées sous le nom de pompe biologique
(Denman, et al., 2007 in Solomon, et al., 2007) (Figure 2).
(i) La pompe biologique est gouvernée par les processus de photosynthèse du
phytoplancton marin qui convertit le DIC en matière organique. Ce processus est limité par la
disponibilité de la lumière et des nutriments et n’a donc lieu que dans la couche photique des
océans. Le CO 2 atmosphérique dissous dans les océans et capté par la photosynthèse alimente
le flux de carbone organique particulaire (COP) vers l’océan profond à la mort du
phytoplancton ou par intégration dans le réseau trophique. Ce cycle maintient le gradient
vertical de concentration en DIC avec des valeurs plus élevées en profondeur et moins élevées
à la surface (Harfmann, et al., 2009). Alors que la majorité du carbone organique produit dans
la couche de surface est recyclée sous forme de CO 2 après broutage par le zooplancton, 30 %
s’enfonce dans les eaux plus profondes avant d’être reconverti en CO 2 par les bactéries
marines. Sur la totalité de la matière organique formée en zone photique, seulement 0,1 % de
carbone organique environ atteint le fond des océans où il est stocké dans les sédiments
(Feely, et al., 2001).
(ii) La pompe de solubilité en plus de l’absorption ou du dégagement de CO 2 dus aux
processus biologiques, les changements de solubilité du CO 2 gazeux peuvent modifier les
concentrations de CO 2 dans les océans et l’atmosphère sus-jacente. La pompe de solubilité
témoigne du rapport de la solubilité du CO 2 à la température (la solubilité est d’autant plus
grande que l’eau est froide) et de la stratification thermique de l’océan(Follows, M et al.,
2003). La pompe de solubilité est un autre mécanisme important contrôlant l’inventaire du
carbone océanique. La circulation thermohaline à grande échelle est entraînée par la formation
d’eau profonde à haute latitude, où l’eau dense et froide coule et s’enfonce dans les bassins
océaniques profonds. Comme ces masses d’eau profondes sont formées sous les mêmes
conditions de surface que celles favorisant la solubilité du dioxyde de carbone, elles
contiennent une forte concentration de DIC, accumulé en surface, qui est alors transporté vers
le fond des océans lorsque la masse d’eau coule.
(iii) La contre-pompe des carbonates est, contrairement aux deux autres pompes, source
de CO 2 . Le processus de calcification biogénique généré par les espèces calcifiantes du
plancton – principalement coccolithophores et ptéropodes – émet du CO 2 lors de la formation
de la coquille calcaire dans l’océan de surface. A l’inverse de la pompe biologique qui
séquestre du CO 2 dans les océans, la contre pompe des carbonates consomme du DIC mais
libère du CO 2 . A la mort des organismes, les tests calcaires coulent dans la colonne d’eau et
s’agrègent sur les fonds marins. La redissolution du CaCO 3 est alors un puits de CO 2 , qui peut
être ramené vers la surface par les processus de remontées d’eaux profondes appelés
upwelling (Denman, et al., 2007).
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des carbonates, ces deux dernières étant souvent associées sous le nom de pompe biologique
(Denman, et al., 2007 in Solomon, et al., 2007) (Figure 2).
(i) La pompe biologique est gouvernée par les processus de photosynthèse du
phytoplancton marin qui convertit le DIC en matière organique. Ce processus est limité par la
disponibilité de la lumière et des nutriments et n’a donc lieu que dans la couche photique des
océans. Le CO 2 atmosphérique dissous dans les océans et capté par la photosynthèse alimente
le flux de carbone organique particulaire (COP) vers l’océan profond à la mort du
phytoplancton ou par intégration dans le réseau trophique. Ce cycle maintient le gradient
vertical de concentration en DIC avec des valeurs plus élevées en profondeur et moins élevées
à la surface (Harfmann, et al., 2009). Alors que la majorité du carbone organique produit dans
la couche de surface est recyclée sous forme de CO 2 après broutage par le zooplancton, 30 %
s’enfonce dans les eaux plus profondes avant d’être reconverti en CO 2 par les bactéries
marines. Sur la totalité de la matière organique formée en zone photique, seulement 0,1 % de
carbone organique environ atteint le fond des océans où il est stocké dans les sédiments
(Feely, et al., 2001).
(ii) La pompe de solubilité en plus de l’absorption ou du dégagement de CO 2 dus aux
processus biologiques, les changements de solubilité du CO 2 gazeux peuvent modifier les
concentrations de CO 2 dans les océans et l’atmosphère sus-jacente. La pompe de solubilité
témoigne du rapport de la solubilité du CO 2 à la température (la solubilité est d’autant plus
grande que l’eau est froide) et de la stratification thermique de l’océan(Follows, M et al.,
2003). La pompe de solubilité est un autre mécanisme important contrôlant l’inventaire du
carbone océanique. La circulation thermohaline à grande échelle est entraînée par la formation
d’eau profonde à haute latitude, où l’eau dense et froide coule et s’enfonce dans les bassins
océaniques profonds. Comme ces masses d’eau profondes sont formées sous les mêmes
conditions de surface que celles favorisant la solubilité du dioxyde de carbone, elles
contiennent une forte concentration de DIC, accumulé en surface, qui est alors transporté vers
le fond des océans lorsque la masse d’eau coule.
(iii) La contre-pompe des carbonates est, contrairement aux deux autres pompes, source
de CO 2 . Le processus de calcification biogénique généré par les espèces calcifiantes du
plancton – principalement coccolithophores et ptéropodes – émet du CO 2 lors de la formation
de la coquille calcaire dans l’océan de surface. A l’inverse de la pompe biologique qui
séquestre du CO 2 dans les océans, la contre pompe des carbonates consomme du DIC mais
libère du CO 2 . A la mort des organismes, les tests calcaires coulent dans la colonne d’eau et
s’agrègent sur les fonds marins. La redissolution du CaCO 3 est alors un puits de CO 2 , qui peut
être ramené vers la surface par les processus de remontées d’eaux profondes appelés
upwelling (Denman, et al., 2007).