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GÉOCHIMIE MARINE
On obtient donc les résultats suivants (Tableau 7.2) :
Printemps
Été
PP (mg.rrr3.f1)
42 ± 16
9±3
PN (mg.rrr3.)'1)
17±8
2,4 ± 2,5
PR (mg.nrr3.f1)
12 ± 5
8,3 ±2
PN + PR (mg.nT3.]1)
29 ±13
10±4
f = PN/(PP+PR)
57 %
22 %
Tableau 7.2. Production biologique dans les eaux de surface.
La somme PN+PR n’est pas significativement différente de PP, ce qui est conforme à
l’équation 7.1.
La PP est plus forte au printemps quand le nitrate est abondant (régime eutrophe) qu’en
été quand les eaux de surface ne contiennent plus de nitrate (régime oligotrophe). En été, la
production nouvelle n’est d’ailleurs pas significativement differente de zéro.
Une autre méthode consiste à mesurer la production d’oxygène par la photosynthèse
(Exercice d’approfondissement 2). Pour cela, on mesure la variation de concentration en O,
dans des échantillons d’eau de mer incubés à la lumière (production communautaire nette)
et dans des échantillons incubés dans le noir (respiration). La différence entre les deux est la
production communautaire brute :
PCB =PCN-R
(7.3)
Les estimations précédentes reposent sur des incubations en milieu fermé qui peuvent
entraîner des biais. Si, du fait du petit volume prélevé, le zooplancton est sous-échantillonné
dans le milieu d’incubation, la pression du broutage sur les algues est réduite et la production
primaire est surestimée. De même, l’apport accidentel d’un élément limitant par le système
d’incubation peut également conduire à la surestimation de la production primaire. C’est
pourquoi on développe des méthodes basées sur l’analyse de A17O dans des échantillons
non incubés. On utilise alors la signature unique donnée à l’oxygène atmosphérique par les
fractionnements indépendants de la masse durant la formation d’ozone dans la stratosphère.
Rappelons (voir les détails chapitre 3) que l’oxygène atmosphérique est préférentiellement
appauvri en O durant la formation d’ozone stratosphérique (A17O = 0 car l’atmosphère sert
de référence) alors que l’oxygène photosynthétique (A17O = 249 per meg) ne l’est pas. Le
A1 O de 1 oxygène dissous dans l’eau de mer dépend de la proportion entre 1’0, d’origine
photosynthétique et 1 O, d’origine atmosphérique. Comme on sait déterminer le flux d’O2
diffusant depuis 1 atmosphère (Chapitre 6), on en déduit le flux d’oxygène photosynthétique
PCB). De plus, le degré de sur- ou sous-saturation du milieu en O, permet d’estimer le
rapport entre production primaire et production régénérée.
GÉOCHIMIE MARINE
On obtient donc les résultats suivants (Tableau 7.2) :
Printemps
Été
PP (mg.rrr3.f1)
42 ± 16
9±3
PN (mg.rrr3.)'1)
17±8
2,4 ± 2,5
PR (mg.nrr3.f1)
12 ± 5
8,3 ±2
PN + PR (mg.nT3.]1)
29 ±13
10±4
f = PN/(PP+PR)
57 %
22 %
Tableau 7.2. Production biologique dans les eaux de surface.
La somme PN+PR n’est pas significativement différente de PP, ce qui est conforme à
l’équation 7.1.
La PP est plus forte au printemps quand le nitrate est abondant (régime eutrophe) qu’en
été quand les eaux de surface ne contiennent plus de nitrate (régime oligotrophe). En été, la
production nouvelle n’est d’ailleurs pas significativement differente de zéro.
Une autre méthode consiste à mesurer la production d’oxygène par la photosynthèse
(Exercice d’approfondissement 2). Pour cela, on mesure la variation de concentration en O,
dans des échantillons d’eau de mer incubés à la lumière (production communautaire nette)
et dans des échantillons incubés dans le noir (respiration). La différence entre les deux est la
production communautaire brute :
PCB =PCN-R
(7.3)
Les estimations précédentes reposent sur des incubations en milieu fermé qui peuvent
entraîner des biais. Si, du fait du petit volume prélevé, le zooplancton est sous-échantillonné
dans le milieu d’incubation, la pression du broutage sur les algues est réduite et la production
primaire est surestimée. De même, l’apport accidentel d’un élément limitant par le système
d’incubation peut également conduire à la surestimation de la production primaire. C’est
pourquoi on développe des méthodes basées sur l’analyse de A17O dans des échantillons
non incubés. On utilise alors la signature unique donnée à l’oxygène atmosphérique par les
fractionnements indépendants de la masse durant la formation d’ozone dans la stratosphère.
Rappelons (voir les détails chapitre 3) que l’oxygène atmosphérique est préférentiellement
appauvri en O durant la formation d’ozone stratosphérique (A17O = 0 car l’atmosphère sert
de référence) alors que l’oxygène photosynthétique (A17O = 249 per meg) ne l’est pas. Le
A1 O de 1 oxygène dissous dans l’eau de mer dépend de la proportion entre 1’0, d’origine
photosynthétique et 1 O, d’origine atmosphérique. Comme on sait déterminer le flux d’O2
diffusant depuis 1 atmosphère (Chapitre 6), on en déduit le flux d’oxygène photosynthétique
PCB). De plus, le degré de sur- ou sous-saturation du milieu en O, permet d’estimer le
rapport entre production primaire et production régénérée.