Intercomparaison de techniques d’analyse du phytoplancton marin

 Océan et changement global

Depuis le début de l’ère industrielle, les activités humaines ont modifié les équilibres planétaires, en faisant passer les teneurs en dioxyde de carbone (CO2) atmosphérique de 280 ppm (particules par million) à plus de 400 ppm en 2014 (Figure 1). L’augmentation des concentrations en CO2 atmosphérique a notamment un effet direct sur l’augmentation de température à l’échelle globale. Les modèles climatiques actuels prévoient pour la fin du 21ème siècle une augmentation de la température de 0,3°C pour les modèles les plus optimistes à 4,8°C pour les plus pessimistes (IPCC, 2013).

Au niveau océanique, l’augmentation de CO2 atmosphérique engendrera une nette acidification des océans avec un impact négatifs sur les organismes marins calcifiés. Outre une élevation du niveau des mers, une augmentation de la température dans les 100 premiers mètres de la surface océanique jusqu’à 2°C et 0,6°C à 1000 m (selon le modèle RPC 8,5) pourrait contribuer à la diminution de l’épaisseur de la couche de mélange, surtout dans les hautes latitudes, et ainsi entraîner une diminution de la production primaire océanique (IPCC, 2013).

Dans ce contexte actuel de réchauffement climatique et de changement global, l’étude des gaz à effet de serre reliés à la modification de la composition chimique de l’atmosphère et à l’évolution climatique à moyen et à long terme est devenue essentielle. Il est d’ores et déjà reconnu que l’océan joue un rôle dans la fixation du CO2 atmosphérique minimisant ainsi l’augmentation de température qui lui est imputée (Sarmiento et Sundquist, 1992). L’océan recouvre plus de 70 % de la surface de la Terre et avec un volume de 1 milliard 370 millions de km3 il constitue le plus vaste milieu de vie de la planète. La production primaire se concentre dans la couche euphotique dont la limite inférieure est définie par la profondeur à laquelle parvient 1 % de l’intensité lumineuse de surface. Face aux 3800 m de profondeur moyenne de l’océan, la couche euphotique apparaît aussi épaisse qu’une feuille de papier puisqu’elle varie de quelques mètres à 150 m en fonction de la turbidité des eaux. La couche euphotique est pourtant le siège de la majeure partie de la production primaire océanique issue du processus de photosynthèse.

Le phytoplancton marin

Production primaire océanique 

La quantité de CO2 atmosphérique est régulée par deux pompes: i) la pompe physique dont le fonctionnement résulte de l’équilibre thermodynamique du CO2 à l’interface air-mer et est étroitement liée à la circulation thermohaline ii) la pompe biologique sensu stricto, processus par lequel le CO2 dissous à la surface de l’océan est transformé en carbone organique particulaire ou dissous par le biais de la photosynthèse (Figure 2). La pompe biologique joue un rôle important dans la régulation du climat via la fixation par les organismes autotrophes du carbone inorganique dans les eaux de surface, sa transformation en carbone organique particulaire ou dissous, puis son transport de la couche euphotique vers les eaux profondes. Bien que les flux de carbone mis en jeu dans la pompe biologique soient nettement inférieurs à ceux de la pompe physique, cette dernière étant en équilibre, la pompe biologique est donc le mécanisme responsable de l’incorporation du CO2 atmosphérique dans les sédiments profonds, et donc de la séquestration du carbone (Quéguiner, 2013). La quantification du flux de carbone (Gt C) attribuable à la production primaire phytoplanctonique est donc nécessaire à la compréhension de la variabilité du climat à long terme et de son influence sur le vivant. La production primaire des océans représente 45 % de la production primaire annuelle terrestre (Longhurst et al., 1995) alors que les producteurs primaires des océans ne représentent qu’approximativement 2 % de la biomasse photosynthétique terrestre. La forte productivité observée en milieu océanique est liée à la rapidité du cycle de vie des microorganismes photosynthétiques. En effet, les principaux producteurs primaires des océans sont des organismes unicellulaires qui peuvent dans des conditions favorables, plus que doubler de biomasse chaque jour (Furnas, 1991).

La production primaire nette est d’environ 50 Gt.C.an-1 (Longhurst et al., 1995) pour l’océan mondial. La majorité de cette production se réalise dans l’océan ouvert, lequel bien qu’il soit en général oligotrophe compense par sa large couverture spatiale (3.10⁸ km2 ) et l’étendue de sa couche euphotique. Les zones côtières qui ne représentent que 8 % de la surface océanique (Alongi, 1998) présentent les taux de production primaire océanique les plus élevés. Selon la  localisation géographique cette production est très variable, allant de 160 (g C m-2 an-1) dans le golfe de San José en Argentine (Charpy-Roubaud et al., 1982) à 465 (g C m-2 an-1) à Puget Sound aux Etats-Unis (Winter et al., 1975). Cette production est principalement influencée par l’importance des flux nutritifs, la turbidité et le temps de séjour des eaux marines.

Au cours du processus de photosynthèse, le phytoplancton consomme une grande quantité de carbone inorganique dissous et de sels nutritifs (principalement les nitrates, les phosphates et les silicates), suivant les proportions stœchiométriques observées par Redfield (106 C: 16 N: 1 P; (Redfield, 1963)). On considère que le carbone n’est pas un facteur limitant de la production primaire et que celle-ci est dépendante outre de la lumière, de la disponibilité en nutriments. La fertilisation de la couche superficielle des océans par les sels nutritifs s’effectue soit grâce aux courants et à la turbulence, qui font remonter les eaux profondes riches en nutriments, soit par les apports éoliens. En océan ouvert, ces apports sont faibles et le confinement de la matière organique dans la couche euphotique est principalement dû à la boucle microbienne (Azam et al., 1983) qui effectue un recyclage continu des nutriments (production régénérée). En zone côtière, le fort taux de production primaire est lié à la proximité avec les continents et donc aux apports d’eaux continentales et océaniques chargées en sels nutritifs (N, Si, P). Ces sels nutritifs sont, de par le fort hydrodynamisme associé à la faible profondeur des zones côtières, remis en suspension dans la colonne d’eau (pour ce qui est du particulaire) ou bien apportés des couches plus profondes par advection pour le dissous, favorisant ainsi la production primaire (Eyre, 1994 ; Schapira et al., 2006).

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Table des matières

Chapitre I : Introduction générale
Chapitre II : Matériels et Méthodes
Chapitre III-1 : Etude du phytoplancton marin à haute fréquence temporelle et haute résolution spatiale en Manche Orientale
Chapitre III-2 : Intercomparaison de techniques d’analyse du phytoplancton marin (Campagne DYPHYMA)
Chapitre IV : Suivi saisonnier du phytoplancton sur une radiale côte-large en Manche Orientale
Chapitre V : Relation entre les traits fonctionnels et la structuration temporelle du phytoplancton des eaux côtières de la Manche Orientale
Chapitre VI : Discussion et perspectives
Références
Annexes

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