LES ISOTOPES STABLES
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Figure 3.10. Variations de la concentration
en CO2 atmosphérique et de sa composition
depuis le Moyen Âge.
Les données postérieures à 1954 sont des
mesures directes. Les données antérieures
ont été obtenues en analysant les bulles d’air
piégées dans les carottes de glaces. Le Ô13C
montre que l’augmentation de concentration
se fait par addition de carbone appauvri en
’3C et ayant donc une origine photosynthétique, ce qui correspond bien à la combustion
d’hydrocarbures.
Modifié d’après Friedli et al., 1986.
que les fractionnements liés à la photosynthèse. Les mécanismes induisant ces fractionnements seront détaillés dans la section suivante. Comme le carbone inorganique dissous sert
de matière première à la photosynthèse du carbone organique, nous allons nous intéresser dans un premier temps aux fractionnements propres au carbone inorganique dissous.
Ensuite, nous présenterons les fractionnements liés à l’activité biologique et leurs effets sur
la composition isotopique du carbone organique et sur celle du carbone inorganique dissous,
ainsi que les applications de ces fractionnements'dans l’océan.
L’utilisation croissante des carburants fossiles depuis la révolution industrielle conduit
à l’injection jdans l’environnement de CO, ayant la signature isotopique de la matière organique, puisqu’il a une origine végétale, que ce soit pétrole ou charbon (Exercice d’approfondissement 2). Il s’agit de l’effet Suess (Figure 3.10). L’utilisation du Ô13C pour quantifier les
flux de carbone dans le système océan-atmosphère-biosphère sera présentée au chapitre 8.
Les fractionnements dans le système des carbonates
Il existe des fractionnements isotopiques entre les différentes espèces du carbone inorganique dissous (CID) (Figure 3.11). Le Ô13C du CID est proche de celui de HCO} qui
est l’espèce majoritaire dans l’eau de mer. Les coefficients de fractionnement entre CO2,
HCO3et CO2‘ dépendent de la température. Quand l’équilibre isotopique est établi entre
l’eau de mer et l’atmosphère, le fractionnement isotopique global entre le CID de l’eau
de mer et le CO, de l’atmosphère dépend donc de la température, mais aussi de l’abondance relative des espèces chimiques CO,, HCO3 et CO3 2 dans l’eau de mer. De plus, nous
verrons au chapitre 7 que l’équilibre isotopique est loin d’être toujours réalisé entre l’océan
et l’atmosphère.
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Figure 3.10. Variations de la concentration
en CO2 atmosphérique et de sa composition
depuis le Moyen Âge.
Les données postérieures à 1954 sont des
mesures directes. Les données antérieures
ont été obtenues en analysant les bulles d’air
piégées dans les carottes de glaces. Le Ô13C
montre que l’augmentation de concentration
se fait par addition de carbone appauvri en
’3C et ayant donc une origine photosynthétique, ce qui correspond bien à la combustion
d’hydrocarbures.
Modifié d’après Friedli et al., 1986.
que les fractionnements liés à la photosynthèse. Les mécanismes induisant ces fractionnements seront détaillés dans la section suivante. Comme le carbone inorganique dissous sert
de matière première à la photosynthèse du carbone organique, nous allons nous intéresser dans un premier temps aux fractionnements propres au carbone inorganique dissous.
Ensuite, nous présenterons les fractionnements liés à l’activité biologique et leurs effets sur
la composition isotopique du carbone organique et sur celle du carbone inorganique dissous,
ainsi que les applications de ces fractionnements'dans l’océan.
L’utilisation croissante des carburants fossiles depuis la révolution industrielle conduit
à l’injection jdans l’environnement de CO, ayant la signature isotopique de la matière organique, puisqu’il a une origine végétale, que ce soit pétrole ou charbon (Exercice d’approfondissement 2). Il s’agit de l’effet Suess (Figure 3.10). L’utilisation du Ô13C pour quantifier les
flux de carbone dans le système océan-atmosphère-biosphère sera présentée au chapitre 8.
Les fractionnements dans le système des carbonates
Il existe des fractionnements isotopiques entre les différentes espèces du carbone inorganique dissous (CID) (Figure 3.11). Le Ô13C du CID est proche de celui de HCO} qui
est l’espèce majoritaire dans l’eau de mer. Les coefficients de fractionnement entre CO2,
HCO3et CO2‘ dépendent de la température. Quand l’équilibre isotopique est établi entre
l’eau de mer et l’atmosphère, le fractionnement isotopique global entre le CID de l’eau
de mer et le CO, de l’atmosphère dépend donc de la température, mais aussi de l’abondance relative des espèces chimiques CO,, HCO3 et CO3 2 dans l’eau de mer. De plus, nous
verrons au chapitre 7 que l’équilibre isotopique est loin d’être toujours réalisé entre l’océan
et l’atmosphère.