LES ALGUES ET LE SOUFFLE D’EOLE
Par Paul Treguer, Professeur Emérite à l’Institut universitaire européen de la mer (UBO, CNRS), Brest.
Jusqu’à la fin des années 1980 il était généralement admis que la production photosynthétique de carbone dans l’océan mondial dépendait essentiellement de la teneur en nitrates des eaux de surface. Tous les modèles biogéochimiques de l’époque reposaient sur le rôle central de l’azote dans le contrôle de la production primaire*. Cette vue simplificatrice était largement basée sur les abondantes données recueillies en Atlantique nord depuis plusieurs décennies par les stations marines, implantées en nombre et de longue date de part et d’autre de cet océan.
Ce « paradigme de l’Atlantique nord » n’a pas résisté à l’extraordinaire explosion de la biogéochimie marine qui caractérise les deux dernières décennies du 20ème siècle. S’il est incontestable que les nitrates limitent transitoirement la production des eaux de l’Atlantique nord, on sait maintenant que c’est la quantité de phosphore qui de façon ultime limite la production photosynthétique mondiale (1). Le programme Joint Global Ocean Flux Study qui s’est achevé en 2003 a démontré que d’autres éléments comme le fer et le silicium jouent également un rôle essentiel dans de nombreux écosystèmes. Au sein de l’océan mondial, l’Océan Austral, l’Océan Pacifique Est - Equatorial, l’Océan Pacifique Nord, qui occupent plus du tiers de la surface océanique totale, fonctionnent de façon paradoxale. En effet, bien que leurs eaux de surface soient riches en sels nutritifs (nitrates, phosphates, silicates), elles sont pourtant faiblement productives : en période printanière et estivale le taux d’utilisation des nitrates pour la photosynthèse n’excède pas 20% pour l’Océan Austral, par exemple. John H. Martin a postulé que ces zones paradoxales de l’océan manquaient de fer, élément indispensable à la photosynthèse (2). Affirmer que les eaux de notre Planète riche en fer sont déficientes en cet élément peut sembler étrange. Pourtant c’est bien le cas : depuis que l’atmosphère de la Terre s’est enrichie en oxygène, l’essentiel du fer soluble dans l’eau de mer a en effet été précipité et notre océan en est dramatiquement dépourvu (la concentration moyenne est d’environ 50 nanogrammes de fer par litre d’eau de mer). Or le phytoplancton a besoin de fer pour croître : cet élément intervient en effet dans les réactions photosynthétiques proprement dites ou dans la réduction des espèces chimiques azotées précurseurs des protéines. D’où vient ce fer ? Plusieurs sources peuvent être identifiées. La couche de surface de l’océan reçoit du fer des fleuves qui se déversent dans les eaux littorales, à partir du lessivage des sédiments en zone côtière, ou via les remontées verticales d’eaux profondes plus « riches » au large. Elle peut aussi recevoir du fer par voie éolienne : de fines poussières telluriques arrachées aux déserts par les vents violents sont transportées en haute altitude et finissent par se déposer à l’interface atmosphère – océan à des centaines voir des milliers de kilomètres de leurs zones sources. C’est ainsi que les poussières sahariennes parviennent jusqu’à la zone des Bermudes dans l’Atlantique du nord – ouest et que celles du désert de Gobi sont déposées très loin vers l’est en plein milieu du Pacifique. Or précisément les trois régions « paradoxales » de l’océan ne bénéficient pas de ces apports de fer par voie éolienne. Prenons le cas de l’Océan Austral : si des vents violents (dits catabatiques) soufflent bien sur l’Antarctide, ils n’entraînent guère de poussières car ils soufflent sur un continent glacé. Plusieurs études de fertilisation naturelle de l’océan en fer (3) et des expériences de fertilisation artificielles de l’océan (enrichi en fer sur quelques dizaines de kilomètres carrés, 4) ont démontré l’exactitude de l’hypothèse de Martin (5). L’importance du fer dans le contrôle de la production primaire océanique est depuis admise par les océanographes dont les modèles intègrent désormais le cycle de cet élément.
Les vents peuvent donc déposer à grande distance à la surface des océans des poussières telluriques qui vont enrichir l’eau de mer en oligoéléments. Or ces matériaux sont en fait des silicates dont une partie est soluble dans l’eau de mer; dans la période actuelle cet apport de silicium à l’océan reste mineur comparé à la voie fluviale (6). Si notre planète est riche en silicium (deuxième élément en abondance de la croûte terrestre) paradoxalement l’océan mondial est généralement dépourvu en silicium dissous. C’est la biologie qui est responsable de ce phénomène. En effet une part importante du phytoplancton marin est composé de diatomées, algues unicellulaires à carapace de verre organique, de silice. Environ 40% de la production photosynthétique marine repose sur ces diatomées qui jouent par ailleurs un rôle central dans l’exportation de carbone vers les eaux profondes et vers le sédiment. Or cette exportation élimine l’essentiel de la silice dissoute de la couche de surface. Cela a pour effet de limiter la croissance des diatomées dans une bonne partie de l’océan mondial, du moins à l’époque actuelle. En a-t-il toujours été ainsi ? Les carottes prélevées dans les calottes glaciaires (Antarctique et Groenland) nous montrent qu’au dernier maximum glaciaire* les apports éoliens de matière tellurique, donc de silice particulaire, étaient d’un ordre de grandeur environ dix fois plus importants qu’actuellement (Fig.1). Ces apports de silice dissoute ont profité aux diatomées qui se sont mis à croître en plus grande abondance au détriment des autres algues microscopiques. Parmi celles-ci les coccolithophoridées ont vu leur abondance diminuer. Or ces micro-algues présentent une carapace de carbonate de calcium qui pour se former dans l’eau de mer libère du dioxyde de carbone, enrichissant ainsi l’atmosphère en CO2. Si l’abondance en coccolithophoridés décroît, l’émission de CO2 vers l’atmosphère décroît également et donc la teneur en CO2 atmosphérique baisse. Des vents de silice seraient–ils responsables de la réduction de la teneur en CO2 atmosphérique ? C’est l’hypothèse que défend K.G Harrison (7). Ce chercheur explique ainsi la diminution de 40 % de la teneur en CO2 atmosphérique intervenue au dernier maximum glaciaire. Si l’importance réelle de ce mécanisme peut être discuté, si sans doute il faut considérer l’effet de synergie entre les apports de fer et de silicium, ceci montre combien la biogéochimie est importante pour comprendre le cycle du CO2 et ses variations à l’échelle globale (8).
* La production primaire correspond à la synthèse de matières organiques par les organismes autotrophes (organismes vivants capables d’élaborer ses propres substances organiques à partir des minéraux grâce à un apport d’énergie photosynthétique en zone éclairée ou par réactions chimiques en milieux obscurs). Dans l’océan elle est en grande majorité due au phytoplancton.
* Le dernier maximum glaciaire s’est produit il y a environ 18 000 ans. A cette époque la température moyenne à la surface de la Terre était de 2 à 4 degrés inférieure à celle que nous connaissons actuellement.
(1) T. Tyrell, Nature, 400, 525, 1999
(2) J.H. Martin, Paleoceanography, 5, 1, 1990
(3) S. Blain et al., Deep-Sea Research I, 48, 163, 2001
(4) K.H Coale et al. Science, 304, 408, 2004
(5) Boyd P.W. et al. Nature, 407 : 695-702 (2000)
(6) Tréguer P. et al. Science, 268 : 375-379 (1995)
(7) Harrison K.G. Paleoceanography, 15 : 292-298 (2000)
(8) Tréguer P. & Pondaven P. Nature, 406 : 358-359 (2000)
Le rôle du soufre
Les aérosols soufrés jouent un rôle important dans l'intensité du forçage radiatif global de la Terre. En effet, les sulfates qui résultent de l’oxydation des composés soufrés sont impliqués dans les noyaux de condensation contrôlant la formation des nuages. A noter que des micro-algues marines (dont certains coccolithophoridés) émettent des diméthylsulfures (DMS) composés gazeux soufrés qui sont susceptibles de s’oxyder en sulfates. Les flux de DMS d’origine marine (Fig.2) sont estimées à 15-30 Tera (=1012) g an-1 soit 20% environ du total des composés soufrés émis depuis les continents et l’océan, par voie naturelle et anthropogénique. Si le forçage radiatif des autres gaz à effet de serre (CO2, CH4, N2O, …) est actuellement estimé à 2 W m-2, celui indirect du aux aérosols soufrés, surtout d’origine anthropogénique, est de l’ordre de –1 W m-2, pouvant donc compenser dans une large mesure celui des gaz à effet de serre La détermination des échanges de composés soufrés entre l’océan et l’atmosphère est donc essentielle si l’on veut améliorer les modèles de prévision du climat.