Depuis le début de la révolution industrielle, la concentration en dioxyde de carbone (CO2) a augmenté d ‘env iron 35% et la température globale a augmenté de 0,76°C entre 1906 et 2005 (ACIA 2005 ; IPCC 2007). Le réchauffement du système climatique se traduit par une hausse des températures moyennes de l’atmosphère et de l’océan, une fonte massive de la ne ige et de la glace de mer, le retrait des glaciers et une élévati on du niveau moye n de la me r (TPCC 2007). Les régions des hautes latitudes telles que l’océan Arctique sont les plus touchées parle réchauffement c limatique (ACIA 2005). Les températures moyenn es dans l’Arctique ont augmenté pratiquement deux fo is plus vite que les tempé ratures mondi a les au cours des cent dernières années (lPCC 2007). Ces changements globaux s’intensifient dans l’océan Arctique (ACTA 2005; TPCC 2007; Kauffman et a l. 2009). En effet, les modè les et obse rvati ons montrent un rapide déc lin de l’étendue de glace de me r en été depuis les di x derni ères années (Sen’eze et al. 2007; Ba rber et al. 2009; Wang et Overl and 2009; Po lyak et al. 2010) et une augmentation de la supe rfic ie et de la durée des zones libres de g lace de mer (Comiso et al. 2008 ; Pabi et a l. 2008). Les changements des écosystèmes a rctiques sont li és aux modificati ons du co uvert de g lace saisonnier, à la stratifi cation et au mélange vertical des masses d’eau, aux apports d’eau douce, à la tu rbidité et au régime des vents (Carmack et Wassmann 2006 ; Boyce et al. 2010). Les impacts, assoc iés au c limat, sur la biodiversité et la structure des écosystèmes (Gradinger et Bluhm 2005; Grebme ier et a l. 2006) et sur le cyc le du carbone (Wassmann et a l. 2004) sont déjà documentés.

L’océan est le plus grand puits de carbone planétaire, la quantité de CO2 dans l’eau de mer est 20 fois plus grande que celle emmagasinée dans le sol et 50 fois supérieure à celle emmagasinée dans l’atmosphère (Takahashi 1989; Fasham 2003). L’océan joue donc un rô le maj eur dans l’ atténuation de l’ impact des rejets anthropiques de CO2 dans l’ atmosphère en constituant un important réservoir à carbone. Deux mécanismes sont à l’ origine du stockage de carbone dans les eaux océaniques: la pompe physique et la pompe biologique. La pompe physique par le biais de la circulation océanique entraîne les eaux de surface chargées en CO2 vers des couches plus profondes où il se trouve ainsi isolé de l’ atmosphère pour plusieurs centaines d’ années. La pompe biologique consiste en une série de processus selon lequel le CO2 dissous à la surface de l’ océan est transformé en carbone organique par le biais de la photosynthèse puis transporté au fond de l’océan sous fo rme de carbone organique particulaire ou dissous. Ce retrait de carbone de la couche superfic ie lle par la pompe ph ysique et biologique permet le transfert du CO2 de l’atmosphère vers l’océan.

Le phytoplancton est le moteur de la pompe biologique qui maintient un gradient de CO2 entre l’ atmosphère et l’océan profond. L’exportation de la matière organique formée en surface est tributaire de l’ampleur de la production primaire qui est elle-même dépendante de la disponib ilité de la lumière, des apports en éléments nutritifs et de la profondeur de la couche de mé lange de surfa ce. L’ensemble de ces fac teurs varie de façon saisonnière. L’ exportation du carbone organique vers le fond des océans est également tributaire de la structure de taille des communautés phytoplanctoniques a insi que de la nature de la production primaire. Selon le modèle dichotomique de Legendre et Le Fèvre ( 1995), les cellules de grande taille (> 5 !-un) sont préférentiellement exportées en profondeur sous forme de cellules intactes et de pelotes fécales via le broutage par le mésozooplancton. Par ai lleurs, les cellules de petite taille « 5 /lm) sont broutées par le microzoop lancton ce qui alimente le réseau trophique microbien. Cependant cette vue conventionnelle du cycle du carbone n’est pas touj ours valide. D ‘après Richardson et Jackson (2007), une vision alternative doit être considérée, selon laquelle, malgré sa petite taille, le picoplancton (0.2-2/lm) peut contribuer davantage à l’exportation du carbone océanique qu’il n’est reconnu actuellement. En effet, l’agrégation des cellules de picoplancton sous forme de neige marine (Revelante et Gilmartin 1991; Lampitt et al. 1993; Waite et al. 2000) qui augmente leur vitesse de chute est déjà documentée (Jackson 1990, 2001; Jackson et al. 2005).

La complexité des changements biogéochimiques observée dans l’océan Arctique en réponse aux changements climatiques rend difficile la prédiction des impacts potentiels de ces changements sur le transfert de la production primaire vers le pélago-benthos. Par exemple, une augmentation de la production primaire annuelle a été associée à l’augmentation de la durée de la période d’eau libre (Arrigo et al. 2008) et, dans certaines régions de l’océan Arctique, le bloom phytoplanctonique annuel a lieu plus tôt dans l’année en raison de la fonte précoce des glaces de mer (Kahru et al. 2010). On a aussi noté un changement dans la structure de taille des communautés phytoplanctoniques, d’une dominance par les grandes cellules vers les petites cellules (Li et al. 2009). D’autres études concluent que la biomasse chlorophyllienne du phytoplancton a diminué au cours du siècle dernier dans les océans mondiaux, ce qui serait attribuable à une augmentation de la température de l’eau de surface et à une diminution de la profondeur de la couche de mélange de surface (Montes-Hugo et al. 2009; Boyce et al. 2010). Dans l’Arctique, il a été suggéré que le réchauffement et la diminution de la profondeur de la couche de mélange augmenteront le flux de carbone vers le réseau microbien au détriment des plus grands organ ismes (Kirchman et al. 2009). Cependant, d’autres études suggèrent qu ‘une augmentation de la production primaire associée à la diminution de l’étendue de glace de mer augmentera l’exportation verticale du carbone organique particulaire (COP) vers le benthos, tel qu ‘observé dans le nord de la mer de Laptev (Lalande et al. 2009a).

Le couplage entre la production primaire et son exportation vers les fonds marins ne dépend pas seulement de l’abondance et de la composition des producteurs primaires mais aussi de la transformation du matériel organique en transit vers le fond. Celle-ci dépend de processus physiques et biologiques (Tréguer et al. 2003; Boyd et Trull 2007; Buesseler et Boyd 2009). En effet, lors de leur sédimentation, les producteurs primaires sont sOlllnis au broutage par le zooplancton (Turner 2002), à la dégradation par les bactéries (Rivkin et al. 1996; Kirchman et al. 2009), ainsi qu’à la lyse virale (Suttle 2005). Ces processus sont les principales causes de l’atténuation du flux de la matière organique avec la profondeur (Boyd et Trull 2007). Les producteurs primaires n’ayant pas été broutés ou dégradés par les hétérotrophes pélagiques peuvent, quant à eux, être directement exportés en profondeur sous forme de cellules intactes (Legendre et Le Fèvre 1991 ). Au cours de leur chute, les pelotes fécales produites par le mésozooplancton peuvent être ingérées et dégradées (coprophagie et coprohexie) par le zooplancton (Noj i et al. 1991), mais aussi être dégradées par les bactéries. Ces dernières constituent une composante essentielle des réseaux trophiques marins et jouent un rôle clé dans le contrôle des flu x de carbone dans les océans à travers leur production et leur consommation de matiè re o rganique dissoute, en produisant du CO2 par la respiration et des nutriments par la reminéralisati on (Rivk in et Legendre 2001; Kirchman et al. 2009). Les bactéries peuvent dégrader jusqu’ à 50% de la production primaire dans les eaux côtières et les océans des basses latitudes (Rob inson 2008). Les virus, quant à eux, vont court-circuiter les flu x de carbone et de nutriments entre le phytoplancton et les niveaux trophiques supéri eurs vers un pool de matière organique dissoute en provoquant la lyse des cellules, diminuant ai nsi l’ efficac ité du transfert d’énergie à travers le réseau trophique (Suttle 2005).

D’autres processus favorisent l’expol1ation de COP vers le fond des océans. En effet, les substances exopolymériques (EPS) produites par le phytoplancton et, en moindre quantité par les bactéries, peuvent former des particules exopolymériques tran sparentes (TEP), dont la taille varie du micron à la centaine de microns (Passow et Alldredge 1994). Ces polymères sont caractérisés comme étant des gels, visqueux, ubiquistes des environnements benthiques et pélagiques. Les EPS sont connues pour favoriser la formation d ‘agrégats et accélérer ou ralentir la chute de COP ve rs le fond des océans (Azetsu-Scott et Passow 2004; Verdugo et al. 2004; Wotton 2004).