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La structure du modèle devait tenir compte des régions limitées par le fer (Pacifique nord, océan austral) et représenter la circulation globale de l’océan de façon réaliste. Un modèle à 10 boites a été adopté (figure 17). Surf. Atlantic 12 14 Surf. Pac. + Ind. 13 North Atlantic 40% 244 3 45% 13 Intermediate Atlantic 50 Surf. Antarctic 4 13 8 97 140 85% Interm. Pac. + Ind. 10 297 14 North Pac. 156 4 15% Deep Atlantic 25 Deep Antarc. 15% Deep Pacific + Indian 14 20 20 4 22 18 Figure 17. Structure du modèle à 10 boites avec les flux d’eau en Sverdrups (chiffres en gras, traits pleins, 1 Sverdrup = 10 6 m 3 /s), les flux de carbone en 10 4 mol C s -1 (chiffres en italique, traits pointillés). Les pourcentages correspondent à la fraction reminéralisée dans chaque boite. Le modèle détermine les concentrations de phosphate, de carbone inorganique dissous, d’alcalinité et de fer à l’état stationnaire. Les flux d’eau, les flux particulaires et les concentrations de phosphates, carbone inorganique dissous, et alcalinité sont tirés de Broecker and Peng [1987]. Les concentrations en fer proviennent de la compilation effectuée par Johnson et al. [1997]. Dans le modèle, le fer est utilisé par le phytoplancton lors de la photosynthèse en surface, il est adsorbé sur les particules et retourne en phase dissoute lors de la reminéralisation. L’apport de fer à l’océan se fait par l’atmosphère et l’équation régissant la concentration en fer dans une boite s’écrit: [ Fe] ∂ j V j = ∑ + j ∂t i≠ j [ f ij [ Fe] i − f ji[ Fe] j + gij ( Fpi Ri + Si )] − Fp R j − S j F j( atm) (16) où V j est la volume de la boite j, fij est le flux d’eau de la boite i vers la boite j, F j(atm) est l’apport atmosphérique dans la boite j (il est à zéro si la boite n’est pas en contact avec l’atmosphère), F pi est le flux de particules généré dans la boite j, R i est le rapport fer sur carbone (Fe :C), g ij est la fraction de particules de la boite i qui se reminéralise dans la boite j et S i est le flux de fer adsorbé sur les particules dans la boite i. f ij et g ij sont nuls si les boites ne sont pas adjacentes. Dans le modèle, les principales sources de fer proviennent de l’atmosphère et sont déterminées à partir de la carte de Duce et al. [1991]. Les apports sont plus importants pour l’Atlantique puis décroissent du Pacifique à l’océan austral. Les simulations montrent que la distribution en fer est semblable à celle des sels nutritifs, c'est-à-dire que les eaux les plus vieilles du Pacifique profond sont plus riches en fer que celles 24
de l’Atlantique profond, plus jeunes. Si le taux d’adsorption du fer est trop faible, les concentrations sont plus fortes près de la source de fer (en Atlantique). Les concentrations en fer dans l’océan profond sont alors contrôlées par l’apport atmosphérique. Pour obtenir une distribution de fer peu variable dans l’océan profond, il est nécessaire d’introduire un contrôle de la concentration en fer par le ligand. Johnson et al. [1997] ont suggéré que les concentrations en fer dans l’océan profond étaient contrôlées par un ligand organique qui réduisait le taux d’adsorption du fer aux concentrations inférieures à 0.6 nM. Afin de tester ce processus dans le modèle, nous avons introduit le ligand qui a été paramétré par la fonction k([Fe] – Fe sol ) où Fe sol est la valeur de la solubilité effective du fer stabilisée par le ligand, égale à 0.6 nM, k étant le taux d’adsorption du fer (inverse du taux de résidence du fer dans l’eau). Le rôle du ligand n’est pas bien connu car la chimie est très complexe et les mesures difficiles. Une étude récente de Hunter et Boyd [2007] suggère la présence d’au moins deux ligands organiques, un dans la couche de mélange et un autre en profondeur. La présence de ligands permet de reproduire la distribution en fer de l’océan profond. Même si la distribution en fer s’avère plus variable que ne le laissait supposer la compilation de Johnson, elle est néanmoins différente de celle des sels nutritifs et les processus d’adsorption sont nécessaires pour expliquer la distribution de fer dans l’océan [Moore and Braucher, 2008]. Les simulations ont montré qu’un apport atmosphérique de fer plus important en Atlantique ne permettait pas, à lui seul, d’expliquer une distribution en profondeur différente de celle des sels nutritifs. L’incorporation d’un ligand dans le modèle est nécessaire pour réguler la concentration en fer. Le modèle a également mis en évidence que la concentration en fer dans l’océan austral de surface provenait à 99% de l’upwelling et non de l’apport atmosphérique local. Des simulations ont été réalisées pour la période glaciaire et ont montré qu’un apport atmosphérique ne pouvait pas à lui seul modifier de façon significative la productivité de l’océan et que d’autres processus étaient nécessaires pour expliquer le changement de CO 2 atmosphérique de la période glaciaire à la période interglaciaire. Des études réalisées par la suite ont confirmé ce résultat [e.g. Bopp et al., 2003; Kohfeld et al., 2005]. Ce modèle en boite a permis de réaliser des études d’impact de l’apport en fer sur la concentration de CO 2 dans l’atmosphère. De la même façon des modèles à une dimension ont été développés afin d’étudier différents processus comme l’effet de la variabilité du rapport carbone sur chlorophylle [Lefèvre et al., 2001]. En général, les modèles considèrent un rapport carbone sur chlorophylle fixe. Or la prise en compte de la variabilité de ce rapport entraîne une diminution de la concentration de chlorophylle en surface, moins d’absorption de lumière dans la couche de mélange et des températures de surface plus froides. Ainsi à l’équateur cet effet provoque une réduction de la température de surface de 0.15 o C par rapport à une simulation où le rapport carbone sur chlorophylle est fixe [Lefèvre et al., 2001]. L’effet de la paramétrisation de la mortalité, l’efficacité du recyclage des sels nutritifs sur le profil vertical de chlorophylle ont également été examinés à l’aide d’un modèle simple [Lefèvre et al., 2003]. Il est difficile de séparer et quantifier les différents processus gouvernant la variabilité de pCO 2 dans l’océan de surface à partir des observations. Des modèles simples, en boite ou à une dimension, ont permis des études d’impact et des tests de sensibilité sur l’importance d’un processus donné. 25
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