FONCTIONNEMENT ET LIMITATIONS DE L’ACTIVITÉ BIOLOGIQUE
215
montre que la thermocline est en grande partie alimentée par les eaux modales subantarctiques qui trouvent leur origine autour de 45° S dans tout l’océan Austral. Là, on trouve des
eaux de surface appauvries en silice au niveau du front polaire, mais qui ont conservé une
concentration forte en nitrate (n’oublions pas que nous sommes dans une zone HNLC).
Sous l’effet du forçage du vent, ces eaux s’enfoncent en profondeur, alimentant ainsi la
thermocline.
Ces eaux peuvent être suivies grâce au traceur « Si* » qui est défini comme suit :
Si* = [Si] - [NO']
(7.4)
Ce traceur est quasi conservatif car la production et la reminéralisation des diatomées se
fait généralement dans un rapport Si/N =1/1. Les eaux modales subantarctiques ont le plus
bas Si* de tout l’océan, ce qui permet de facilement les suivre à travers la thermocline. Des
simulations numériques montrent que les eaux modales subantarctiques fournissent in fine
environ 75 % des éléments nutritifs consommés par l’activité biologique au nord de 30° S
(Sarmiento et al., 2004).
7.7. Une limitation par le CO2 ?
Nous avons vu au chapitre 2 que la concentration en carbone inorganique total n’est
pas nulle dans les eaux de surface, ce qui signifie que le carbone inorganique n’est pas un
élément limitant de la production biologique. Cependant, la photosynthèse utilise spécifiquement CO, qui ne représente qu’environ 1 % du carbone inorganique dissous (voir aussi
le chapitre 8). La constante de demi-saturation du CO, pour la photosynthèse est inférieure
à la solubilité du CO, pour de nombreuses espèces de phytoplancton (voir chapitre 5 ;
Figure 5.2), ce qui ne va pas dans le sens d’une limitation forte. Cependant, il faut garder à
1 esprit que, du fait même de la photosynthèse, la concentration en CO2 dans ou au voisinage
immédiat d’une cellule phytoplantonique peut être sensiblement plus basse que la concentration moyenne de l’eau de mer. Ainsi, les données isotopiques suggèrent qu une limitation
est possible.
En effet, on observe une diminution du ôl3C du plancton quand la concentration en CO2
dissous de l’eau de mer diminue (Figure 7.11). Le CO2 étant moins soluble dans les eaux
chaudes que dans les eaux froides, il y a moins de CO, disponible dans les premières que
dans les secondes. On observe donc aussi une corrélation négative entre le ô”C de la matière
organique et la température (notons que l’influence de la température sur le fractionnement
entre CID et CO, atmosphérique est relativement faible, voir chapitre 3).
. Pour éviter une limitation de leur croissance par un manque de CO2 dissous, les algues
peuvent mettre en place différentes stratégies comme la catalyse enzymatique de la conver
sion de HCO, en CO, par l’enzyme « anhydrase carbonique » qui agit dans ou autour de la
cellule sans que la concentration globale en CO, de l’eau de mer ne soit affectée (Burkhardt
el al., 2001) ou dans le cas des coccolithophoridés, l’utilisation du CO2 produit lors de la
215
montre que la thermocline est en grande partie alimentée par les eaux modales subantarctiques qui trouvent leur origine autour de 45° S dans tout l’océan Austral. Là, on trouve des
eaux de surface appauvries en silice au niveau du front polaire, mais qui ont conservé une
concentration forte en nitrate (n’oublions pas que nous sommes dans une zone HNLC).
Sous l’effet du forçage du vent, ces eaux s’enfoncent en profondeur, alimentant ainsi la
thermocline.
Ces eaux peuvent être suivies grâce au traceur « Si* » qui est défini comme suit :
Si* = [Si] - [NO']
(7.4)
Ce traceur est quasi conservatif car la production et la reminéralisation des diatomées se
fait généralement dans un rapport Si/N =1/1. Les eaux modales subantarctiques ont le plus
bas Si* de tout l’océan, ce qui permet de facilement les suivre à travers la thermocline. Des
simulations numériques montrent que les eaux modales subantarctiques fournissent in fine
environ 75 % des éléments nutritifs consommés par l’activité biologique au nord de 30° S
(Sarmiento et al., 2004).
7.7. Une limitation par le CO2 ?
Nous avons vu au chapitre 2 que la concentration en carbone inorganique total n’est
pas nulle dans les eaux de surface, ce qui signifie que le carbone inorganique n’est pas un
élément limitant de la production biologique. Cependant, la photosynthèse utilise spécifiquement CO, qui ne représente qu’environ 1 % du carbone inorganique dissous (voir aussi
le chapitre 8). La constante de demi-saturation du CO, pour la photosynthèse est inférieure
à la solubilité du CO, pour de nombreuses espèces de phytoplancton (voir chapitre 5 ;
Figure 5.2), ce qui ne va pas dans le sens d’une limitation forte. Cependant, il faut garder à
1 esprit que, du fait même de la photosynthèse, la concentration en CO2 dans ou au voisinage
immédiat d’une cellule phytoplantonique peut être sensiblement plus basse que la concentration moyenne de l’eau de mer. Ainsi, les données isotopiques suggèrent qu une limitation
est possible.
En effet, on observe une diminution du ôl3C du plancton quand la concentration en CO2
dissous de l’eau de mer diminue (Figure 7.11). Le CO2 étant moins soluble dans les eaux
chaudes que dans les eaux froides, il y a moins de CO, disponible dans les premières que
dans les secondes. On observe donc aussi une corrélation négative entre le ô”C de la matière
organique et la température (notons que l’influence de la température sur le fractionnement
entre CID et CO, atmosphérique est relativement faible, voir chapitre 3).
. Pour éviter une limitation de leur croissance par un manque de CO2 dissous, les algues
peuvent mettre en place différentes stratégies comme la catalyse enzymatique de la conver
sion de HCO, en CO, par l’enzyme « anhydrase carbonique » qui agit dans ou autour de la
cellule sans que la concentration globale en CO, de l’eau de mer ne soit affectée (Burkhardt
el al., 2001) ou dans le cas des coccolithophoridés, l’utilisation du CO2 produit lors de la