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GÉOCHIMIE MARINE
profondeur) est relativement isolé des eaux de surface (0-100 m). Afin de déterminer la vitesse
de consommation de l’oxygène dans le bassin profond, des mesures d’O2 et de CFC sont
effectuées en 1988 (Tableau 5.2).
Tableau 5.2. Analyses d’échantillons de la mer de Marmara.
CFC 12
(pmol.kg1)
o2
(^mol.kg1)
Eau de surface
1,46 ±0,01
244
Eau profonde
0,74 ± 0,08
38
Jusqu’en 1988, la concentration en CFC 12 dans l’atmosphère (et donc dans les eaux de
surface) a augmenté de façon approximativement exponentielle avec une constante de temps
K< peu =
an-1.
1) Établir l’équation de conservation des CFC dans les eaux profondes et en déduire le temps
de renouvellement de l’eau dans le bassin.
2) On représente l’oxydation de la matière organique par les bactéries par un terme puits p
supposé indépendant de la concentration en O2. On suppose que l’oxygène est à l’état stationnaire. Écrire l’équation de conservation de O2 et déterminer la valeur de p.
A Exercice 5. Le carbone organique dissous dans l’océan (Drujfel et al., 1992).
Le carbone organique dissous (COD) de l’océan est le principal réservoir de carbone organique
sur Terre. Il est donc important de contraindre son cycle. Le COD est produit dans les eaux de
surface par l’activité biologique et détruit par la respiration bactérienne dans l’océan profond.
1) Sachant que la concentration dans les eaux de surface est de l’ordre de 50-60 pmol.kg'1 alors
qu’elle est de l’ordre de 40 pmol.kg'1 dans l’océan profond, faites un bilan des flux de COD
dans l’océan profond. Déterminez son temps de résidence dans l’océan par rapport à la
respiration bactérienne (on utilisera une cinétique d’ordre 1). On considère que le temps de
résidence de l’eau dans l’océan profond est d’environ 1 000 ans
2) On analyse le ’4C dans le COD dans l’eau profonde nord-atlantique et nord-pacifique. On
obtient A’4Cna = -300 %o et Al4CbT = -500 %o. Ces résultats isotopiques sont-ils cohérents
avec les résultats obtenus à la question 1 ?
a
Exercice 6. Mélange profond dans le bassin d’Andaman (Dutta et al., 2007 ; Okubo et
al., 2004).
La mer d’Andaman se trouve dans le nord-est de l’océan Indien. Elle est bordée au nord par la
Birmanie, à l’est par la Thaïlande et la Malaisie et à l’ouest par les îles Andaman et Nicobar qui
la séparent du golfe du Bengale. La profondeur y est en moyenne de 1000 m environ, mais elle
peut atteindre localement 4000 m. On s’intéresse à la vitesse de renouvellement de la partie
du bassin dont la profondeur est supérieure à 1 600 m. On utilise pour cela deux traceurs : l4C
et le 2*Th.
1 Ij température et salinité de l’eau de mer sont homogènes dans le bassin profond et
montrent que 1 eau qu’on y trouve provient de 1 400 m de profondeur. Le rapport l4C/l2C
moyen de 1 eau de mer est donné dans le tableau 1. On suppose que la concentration en
GÉOCHIMIE MARINE
profondeur) est relativement isolé des eaux de surface (0-100 m). Afin de déterminer la vitesse
de consommation de l’oxygène dans le bassin profond, des mesures d’O2 et de CFC sont
effectuées en 1988 (Tableau 5.2).
Tableau 5.2. Analyses d’échantillons de la mer de Marmara.
CFC 12
(pmol.kg1)
o2
(^mol.kg1)
Eau de surface
1,46 ±0,01
244
Eau profonde
0,74 ± 0,08
38
Jusqu’en 1988, la concentration en CFC 12 dans l’atmosphère (et donc dans les eaux de
surface) a augmenté de façon approximativement exponentielle avec une constante de temps
K< peu =
an-1.
1) Établir l’équation de conservation des CFC dans les eaux profondes et en déduire le temps
de renouvellement de l’eau dans le bassin.
2) On représente l’oxydation de la matière organique par les bactéries par un terme puits p
supposé indépendant de la concentration en O2. On suppose que l’oxygène est à l’état stationnaire. Écrire l’équation de conservation de O2 et déterminer la valeur de p.
A Exercice 5. Le carbone organique dissous dans l’océan (Drujfel et al., 1992).
Le carbone organique dissous (COD) de l’océan est le principal réservoir de carbone organique
sur Terre. Il est donc important de contraindre son cycle. Le COD est produit dans les eaux de
surface par l’activité biologique et détruit par la respiration bactérienne dans l’océan profond.
1) Sachant que la concentration dans les eaux de surface est de l’ordre de 50-60 pmol.kg'1 alors
qu’elle est de l’ordre de 40 pmol.kg'1 dans l’océan profond, faites un bilan des flux de COD
dans l’océan profond. Déterminez son temps de résidence dans l’océan par rapport à la
respiration bactérienne (on utilisera une cinétique d’ordre 1). On considère que le temps de
résidence de l’eau dans l’océan profond est d’environ 1 000 ans
2) On analyse le ’4C dans le COD dans l’eau profonde nord-atlantique et nord-pacifique. On
obtient A’4Cna = -300 %o et Al4CbT = -500 %o. Ces résultats isotopiques sont-ils cohérents
avec les résultats obtenus à la question 1 ?
a
Exercice 6. Mélange profond dans le bassin d’Andaman (Dutta et al., 2007 ; Okubo et
al., 2004).
La mer d’Andaman se trouve dans le nord-est de l’océan Indien. Elle est bordée au nord par la
Birmanie, à l’est par la Thaïlande et la Malaisie et à l’ouest par les îles Andaman et Nicobar qui
la séparent du golfe du Bengale. La profondeur y est en moyenne de 1000 m environ, mais elle
peut atteindre localement 4000 m. On s’intéresse à la vitesse de renouvellement de la partie
du bassin dont la profondeur est supérieure à 1 600 m. On utilise pour cela deux traceurs : l4C
et le 2*Th.
1 Ij température et salinité de l’eau de mer sont homogènes dans le bassin profond et
montrent que 1 eau qu’on y trouve provient de 1 400 m de profondeur. Le rapport l4C/l2C
moyen de 1 eau de mer est donné dans le tableau 1. On suppose que la concentration en