LE PETIT MONDE DES PARTICULES MARINES
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dissous dans l’eau de mer. C’est par exemple le cas du Mn. Au contraire, des éléments peu
solubles comme Al, Ti ou 232Th restent associés aux phases minérales. Des phénomènes
d’échange relativement complexes mis en évidence grâce aux isotopes du Nd seront présentés
plus loin dans le chapitre.
Les phases biogènes peuvent avoir des destins variables.Tant que l’eau de mer est saturée
vis-à-vis de CaCO3 les tests planctoniques formés en surface sont stables. Leur dissolution
ne devient effective qu’à grande profondeur, sous le point de compensation des carbonates
quand leur dissolution sous la lysocline et à la surface du sédiment est plus rapide que leur
chute dans la colonne d’eau et leur enfouissement dans le sédiment (voir chapitre 2). Dans
la pratique, on observe fréquemment une augmentation de concentration en Ca2+ dissous et
de l’alcalinité au-dessus de la lysocline. Elle peut être due à la dissolution de carbonate dans
les pelotes fécales (la reminéralisation de la matière organique produit du CO2 qui acidifie le
milieu) ou dans les zones de marges (avec ensuite advection vers le large).
Au contraire, l’eau de mer est toujours sous-saturée vis-à-vis de la silice biogène. Les
frustules de diatomées ont donc toujours tendance à se dissoudre. La vitesse de dissolution
augmente avec la température et la disparition de la protection des tests par la matière
organique progressivement détruite par la matière organique.
Certaines phases comme la barytine (BaSO4) ne se forment pas en surface mais en
profondeur autour de 200-400 m de profondeur en réponse à la dégradation de la matière
organique (Exercice d’approfondissement 4).
9.6. Estimer les flux de particules
______ _____ _____
Les pièges à particules permettent d’obtenir une première estimation des flux de particules. Cependant, il y a des limites à leur utilisation. D’abord, les courants créent de la turbulence autour du piège qui affecte la trajectoire des particules et qui peut limiter artificiellement la quantité de particules collectées par le piège : cela introduit un biais sur le flux total,
mais également sur la composition du flux car il est probable que les particules les plus lentes
sont les plus facilement perdues. D’autre part, la mise en œuvre des pièges nécessite une
logistique lourde et coûteuse. Il est donc important de pouvoir quantifier les flux de parti
cules par une méthode indépendante afin de valider les mesures de pièges et le cas échéant
d obtenir des flux, même quand des pièges ne sont pas mis à l’eau.
On utilise les produits de désintégration de 238U pour calibrer les flux de matière à trav ers
la colonne d’eau. L’uranium a un comportement conservatif dans 1 océan. U et U ont
donc des concentrations constantes et ils constituent des sources uniformes de Th et Th
dans 1 océan. Le thorium est extrêmement insoluble dans l’eau de mer. Th et Th soi
donc produits en solution, mais ils se fixent rapidement sur des particules marines et
deviennent alors des traceurs de la matière particulaire.
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dissous dans l’eau de mer. C’est par exemple le cas du Mn. Au contraire, des éléments peu
solubles comme Al, Ti ou 232Th restent associés aux phases minérales. Des phénomènes
d’échange relativement complexes mis en évidence grâce aux isotopes du Nd seront présentés
plus loin dans le chapitre.
Les phases biogènes peuvent avoir des destins variables.Tant que l’eau de mer est saturée
vis-à-vis de CaCO3 les tests planctoniques formés en surface sont stables. Leur dissolution
ne devient effective qu’à grande profondeur, sous le point de compensation des carbonates
quand leur dissolution sous la lysocline et à la surface du sédiment est plus rapide que leur
chute dans la colonne d’eau et leur enfouissement dans le sédiment (voir chapitre 2). Dans
la pratique, on observe fréquemment une augmentation de concentration en Ca2+ dissous et
de l’alcalinité au-dessus de la lysocline. Elle peut être due à la dissolution de carbonate dans
les pelotes fécales (la reminéralisation de la matière organique produit du CO2 qui acidifie le
milieu) ou dans les zones de marges (avec ensuite advection vers le large).
Au contraire, l’eau de mer est toujours sous-saturée vis-à-vis de la silice biogène. Les
frustules de diatomées ont donc toujours tendance à se dissoudre. La vitesse de dissolution
augmente avec la température et la disparition de la protection des tests par la matière
organique progressivement détruite par la matière organique.
Certaines phases comme la barytine (BaSO4) ne se forment pas en surface mais en
profondeur autour de 200-400 m de profondeur en réponse à la dégradation de la matière
organique (Exercice d’approfondissement 4).
9.6. Estimer les flux de particules
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Les pièges à particules permettent d’obtenir une première estimation des flux de particules. Cependant, il y a des limites à leur utilisation. D’abord, les courants créent de la turbulence autour du piège qui affecte la trajectoire des particules et qui peut limiter artificiellement la quantité de particules collectées par le piège : cela introduit un biais sur le flux total,
mais également sur la composition du flux car il est probable que les particules les plus lentes
sont les plus facilement perdues. D’autre part, la mise en œuvre des pièges nécessite une
logistique lourde et coûteuse. Il est donc important de pouvoir quantifier les flux de parti
cules par une méthode indépendante afin de valider les mesures de pièges et le cas échéant
d obtenir des flux, même quand des pièges ne sont pas mis à l’eau.
On utilise les produits de désintégration de 238U pour calibrer les flux de matière à trav ers
la colonne d’eau. L’uranium a un comportement conservatif dans 1 océan. U et U ont
donc des concentrations constantes et ils constituent des sources uniformes de Th et Th
dans 1 océan. Le thorium est extrêmement insoluble dans l’eau de mer. Th et Th soi
donc produits en solution, mais ils se fixent rapidement sur des particules marines et
deviennent alors des traceurs de la matière particulaire.