Thèse / université de bretagne occidentale

Chapter 1 
25 
 
(Levitus et al., 2005). This large amount of heat, which is mainly stored in the upper layers of 
the  ocean,  can  be  transported  by  ocean  currents  inducing  an  important  effect  on  regional 
climates.  At  a  global  scale,  the  large-scale  Meridional  Overturning  Circulation  (MOC;  also 
referred to as thermohaline circulation) induces variations at seasonal to decadal time scales 
(e.g., Vellinga and Wood, 2002). Life in the sea is dependent on the biogeochemical status of 
the ocean and is also influenced by changes in the physical state and circulation. Changes in 
ocean  biogeochemistry  can  directly  feed  back  to  the  climate  system,  for  example,  through 
changes in the uptake or release of radiatively active gases such as carbon dioxide. The ocean 
is  thus  a  primordial  reservoir  to  investigate  in  order  to  better  understand  the  global  carbon 
cycle (Figure 1.1) as it strongly participates to the CO
2
 regulation. 
1.1.2.  Marine carbon cycle 
The ocean is the major carbon reservoir (Figure 1.1), storing ~ 38 Teratones of carbon, under 
four  chemical  forms,  namely  dissolved  inorganic  carbon  (DIC),  dissolved  organic  carbon 
(DOC), particulate inorganic carbon (PIC) and particulate organic carbon (POC) resulting in a 
complex  internal  cycle  as  shown  in  Figure  1.2.  Exchanges  with  the  atmosphere  are  a  key 
component of the marine carbon cycle and are promoted by the high solubility of gaseous CO
2
 
in  the  surface  ocean.  This  gas  exchange  depends  on  many  factors  such  as  biology, 
temperature,  wind  speed,  precipitation,  waves  or  sea-ice  cover  (Nightingale  et  al.,  2000; 
Shutler et al., 2016; Wanninkhof and McGillis, 1999;  
http://www.esa.int/spaceinvideos/Videos/2016/02/Carbon_flux)  and  aqueous  CO
2
  in  the 
surface ocean  can exchange back to the atmosphere. More importantly, aqueous  CO
2
 can 
also undergo various transformations that contribute to its redistribution into the ocean interior.  
 
This carbon redistribution occurs on different timescales. 
The fast marine carbon cycle represents a rapid CO
2
 interchange between the surface ocean 
and  the  atmosphere  (time  scales  of  days;  Heinze  et  al.,  2015),  and  is  mediated  through 
phytoplankton photosynthesis. A fraction of the organic matter produced by this process can 

---

Chapter 1 
26 
 
be  then  consumed  by  zooplankton  or  bacteria  and  the  respired  carbon  can  return  to  the 
atmosphere. Another short term exchange of carbon between ocean and atmosphere results 
from the diffusion of CO
2
 across the air-sea interface, in both directions (timescale of minuts) 
The  thermohaline  circulation,  can  store  carbon  for  centuries  (Kuhlbrodt  et  al.,  2007;  IPCC 
Report, 2007) as dissolved CO
2
 in the surface ocean is transferred to the deep ocean via the 
subduction of dense water masses in high latitudes and stays in the deep ocean for years to 
centuries before the water is mixed back to the surface where warmer waters release the CO
2
 
back to the atmosphere. 
Finally, the long-term marine carbon cycle is regulated by the quantity of particulate organic 
carbon  reaching  the  sediments.  Only  a  minor  fraction  of  this  organic  matter,  produced  in 
surface waters, is buried in the deep-sea sediments over geological timescales (million years; 
IPCC Report, 2007; Heinze et al., 2015).  
Four ocean carbon pumps are recognized to deplete the ocean surface of carbon relative to 
the deep ocean: the solubility pump, the biological pump, the carbonate pump and the recently 
proposed  microbial  pump  (Honjo  et  al.,  2014;  Jiao  et  al.,  2010;  Legendre  et  al.,  2015; 
Sarmiento, 2002; Sigman and Boyle, 2000; Turner, 2015; Volk and Hoffert, 1985). 
 

---

Chapter 1 
27 
 
 
Figure 1.2: The four ocean carbon pumps: The solubility pump, i.e., the dissolution of atmospheric CO
2
 
in  surface  waters  (1),  followed  by  deep  mixing  of  the  CO
2
-rich  water  and  sequestration  (2);  The 
carbonate  pump,  i.e.,  the  bio-precipitation  of  CaCO
3
  (or  PIC)  in  the  upper  water  column  which  is 
accompanied by the release of CO
2
 (3), followed by the sinking of bio-mineral particles to depth where 
their  carbon  is  sequestered  (4);  The  biological  pump,  i.e.,  the  photosynthetic  uptake  of  carbon  by 
phytoplankton and its transformation by the food web in the euphotic zone, including respiration (6) and 
loss to the atmosphere (7), followed by transfer of particulate organic carbon (POC) into deep waters 
where it is sequestered (8). During the downward transit from 100 to 1000m, CO2 is released in the 
water column by dissolution of part of sinking CaCO
3
 (5) and remineralization of part of the POC that is 
transferred to depth (9). The production of recalcitrant DOC (RDOC) and semi-refractory DOC (SRDOC) 
with a life time ≥ 100 years (i.e., DOC
>100
) presumably by microbial activity, will sequester ocean carbon 
because their lifetimes are  ≥ 100  years (10). The small numbers in full circles identify arrows in the 
figure. (Modified from Legendre et al., 2015).
 
 
1.1.2.1. 
The solubility pump 
The solubility pump starts with the dissolution of atmospheric CO
2 
into seawater which is the
 
difference between the fugacity of CO
2
 in the seawater and the atmosphere. The disequilibrium 
between oceanic and atmospheric CO
2
 is shown in Figure 1.3 representing the CO
2
 partial 
pressure difference across the air-sea interface (ΔpCO
2
).
 
ΔpCO
2
 indicates if CO
2
 is absorbed 
into the ocean from the atmosphere (under-saturation, negative values) or if CO
2
 is released 
from the ocean to the atmosphere (over-saturation, positive values). 

---