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GÉOCHIMIE MARINE
8I3C (%o)
Figure 3.13. Relation entre la concentration
en PO^et le ô13C du carbone inorganique
dissous de l’eau de mer.
Quand les eaux profondes ont été formées,
elles étaient en contact avec une atmosphère
dont le Ô,3C était moins négatif qu’aujourd’hui
(effet Suess). Les eaux de surface actuelles
corrigées de la variation du ô13C anthropique
se trouvent sur la corrélation des eaux profondes. La relation linéaire entre PO43- et ô13C
correspond bien à la théorie. Modifié d’après
Broeckeret Peng, 1982.
CID. En effet, la formation de matière organique marine appauvrie en 13C par rapport au 12C
(ÔBC = -20 %o) produit un enrichissement relatif de l’eau de mer en 13C par rapport au 12C
(ô"C = 0 à +2 %o). Dans les eaux profondes au contraire, la reminéralisation de la matière
organique produit une augmentation de la concentration en PO3- et en CID de l’eau de mer.
Le carbone ainsi relâché ayant un ô”C très négatif, cela conduit à une baisse du ô13C du CID
(Exercice d’approfondissement 4).
Il en résulte dans l’océan actuel une relation linéaire entre en PO3“ et ô13C (Exercice
d approfondissement 5) qui est très utilisée pour reconstituer les paléocourants (voir
chapitre 11).
3.7. Les fractionnements des isotopes de l’azote
La principale source de fractionnement des isotopes de l’azote est l’activité biologique
(Figure 3.14). Le phytoplancton transforme NO; ou NH4+ en azote organique en assimilant
préférentiellement1 *N, ce qui conduit à un appauvrissement de la matière organique en ”N.
Par contre, la synthèse d’azote organique par réduction de N qu’effectuent les bactéries
comme Trichodesniium ne produit pas de fractionnement significatif (Exercice d’approfondissement 6). Le fractionnement des isotopes de l’azote par le zooplancton est complexe
Figure 3.14). Globalement, le ÔI5N augmente de 3,5 %o à chaque nouvel échelon de la
chaîne alimentaire, ce qui permet de l’utiliser comme un traceur de la position des différentes
espèces d'animaux dans cette chaîne (Figure 3.15). Le ô15N du nitrate de l’eau de mer (le
réservoir initial), et par conséquent celui du phytoplancton et du zooplancton qui s’y développent, peut fortement varier en fonction du degré d’épuisement du nitrate dans la couche
euphotique (voir aussi la figure 3.23).
GÉOCHIMIE MARINE
8I3C (%o)
Figure 3.13. Relation entre la concentration
en PO^et le ô13C du carbone inorganique
dissous de l’eau de mer.
Quand les eaux profondes ont été formées,
elles étaient en contact avec une atmosphère
dont le Ô,3C était moins négatif qu’aujourd’hui
(effet Suess). Les eaux de surface actuelles
corrigées de la variation du ô13C anthropique
se trouvent sur la corrélation des eaux profondes. La relation linéaire entre PO43- et ô13C
correspond bien à la théorie. Modifié d’après
Broeckeret Peng, 1982.
CID. En effet, la formation de matière organique marine appauvrie en 13C par rapport au 12C
(ÔBC = -20 %o) produit un enrichissement relatif de l’eau de mer en 13C par rapport au 12C
(ô"C = 0 à +2 %o). Dans les eaux profondes au contraire, la reminéralisation de la matière
organique produit une augmentation de la concentration en PO3- et en CID de l’eau de mer.
Le carbone ainsi relâché ayant un ô”C très négatif, cela conduit à une baisse du ô13C du CID
(Exercice d’approfondissement 4).
Il en résulte dans l’océan actuel une relation linéaire entre en PO3“ et ô13C (Exercice
d approfondissement 5) qui est très utilisée pour reconstituer les paléocourants (voir
chapitre 11).
3.7. Les fractionnements des isotopes de l’azote
La principale source de fractionnement des isotopes de l’azote est l’activité biologique
(Figure 3.14). Le phytoplancton transforme NO; ou NH4+ en azote organique en assimilant
préférentiellement1 *N, ce qui conduit à un appauvrissement de la matière organique en ”N.
Par contre, la synthèse d’azote organique par réduction de N qu’effectuent les bactéries
comme Trichodesniium ne produit pas de fractionnement significatif (Exercice d’approfondissement 6). Le fractionnement des isotopes de l’azote par le zooplancton est complexe
Figure 3.14). Globalement, le ÔI5N augmente de 3,5 %o à chaque nouvel échelon de la
chaîne alimentaire, ce qui permet de l’utiliser comme un traceur de la position des différentes
espèces d'animaux dans cette chaîne (Figure 3.15). Le ô15N du nitrate de l’eau de mer (le
réservoir initial), et par conséquent celui du phytoplancton et du zooplancton qui s’y développent, peut fortement varier en fonction du degré d’épuisement du nitrate dans la couche
euphotique (voir aussi la figure 3.23).