L’EAU DE MER : BIEN PLUS QUE DE L’EAU SALÉE
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À la surface de l’océan, les concentrations en NO’, en PO^ ou en Si(OH) ( (le silicium
dissous qui sert à la fabrication de squelettes de silice pour des algues, les diatomées ou des
animaux comme les radiolaires) sont souvent pratiquement nulles : ces éléments nutritifs sont
entièrement consommés par le phytoplancton pour la photosynthèse. Ils sont dits limitants
car leur absence limite la photosynthèse. Le rôle des éléments limitants dans l’activité biologique des eaux de surface sera détaillé au chapitre 7.
D’autres éléments nutritifs, comme le carbone inorganique (ou carbone minéral) dissous
(COD qui rassemble le CO,, les ions carbonates et bicarbonates, voir la suite du chapitre), le
calcium ou le baryum (dont le rôle pour l’activité biologique n’est pas compris, même si son
cycle semble clairement lié à cette activité, par exemple à travers la fabrication de squelettes
en sulfate de strontium très riche en baryum) sont également des éléments nutritifs (leurs
concentrations sont plus faibles dans les eaux de surface que dans les eaux profondes), mais
elles ne sont jamais nulles : ces éléments nutritifs ne sont donc pas limitants.
La matière organique formée par le phytoplancton est consommée par différentes espèces
appartenant au zooplancton. Si elle n’est pas rapidement reminéralisée en surface (c/ cidessous), cette matière organique quitte les eaux de surface en chutant vers le fond sous différentes formes : agrégats de cellules de phytoplancton sénescentes ou mortes, matières fécales,
cadavres de zooplancton... Au cours de sa chute, cette matière organique est consommée
par des bactéries et des animaux pour leur alimentation. La matière organique est oxydée et
transformée en éléments minéraux : en profondeur, les concentrations en éléments nutritifs
réaugmentent donc pour atteindre un maximum autour de 1 000 m. Globalement, elles produisent la réaction inverse de la photosynthèse avec consommation d’oxygène et libération
de sels nutritifs dans l’eau de mer : c’est la reminéralisation ou respiration.
(CH2O)106(NH3)16(H3PO4) + 138 o2 -
106 CO, + 16 HNO3 + 1 H3PO4 + 122 H,O + énergie chimique
(2.5)
On peut maintenant facilement interpréter en partie l’évolution verticale de la concentration en phosphate (Figure 2.4) : les concentrations nulles en surface sont dues à la consommation par le plancton, alors que les concentrations élevées en profondeur sont dues à la
reminéralisation. Le rôle de la reminéralisation dans le maximum d’accumulation du phosphate à 1 000 m est bien illustré par le profil vertical d’oxygène qui accuse un minimum à
1 000 m. En l’absence de lumière, le phosphate s’accumule passivement. Le même processus
explique les profils du carbone inorganique dissous. Dans le cas de la silice, sa redissolution
est un phénomène passif : tout l’océan est sous-saturé vis-à-vis de la silice amorphe qui
constitue le squelette de nombreuses espèces planctoniques (voir chapitre 9).
Influence de la circulation profonde sur la distribution des éléments nutritifs
Il reste encore à expliquer pourquoi les concentrations profondes en phosphate, silice et
carbone inorganique sont plus élevées dans le Pacifique que dans l’Atlantique (on vérifiera sur
les figures 2.2 et 2.3 qu’il s’agit bien de tendances systématiques). Il ne faut jamais perdre de
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À la surface de l’océan, les concentrations en NO’, en PO^ ou en Si(OH) ( (le silicium
dissous qui sert à la fabrication de squelettes de silice pour des algues, les diatomées ou des
animaux comme les radiolaires) sont souvent pratiquement nulles : ces éléments nutritifs sont
entièrement consommés par le phytoplancton pour la photosynthèse. Ils sont dits limitants
car leur absence limite la photosynthèse. Le rôle des éléments limitants dans l’activité biologique des eaux de surface sera détaillé au chapitre 7.
D’autres éléments nutritifs, comme le carbone inorganique (ou carbone minéral) dissous
(COD qui rassemble le CO,, les ions carbonates et bicarbonates, voir la suite du chapitre), le
calcium ou le baryum (dont le rôle pour l’activité biologique n’est pas compris, même si son
cycle semble clairement lié à cette activité, par exemple à travers la fabrication de squelettes
en sulfate de strontium très riche en baryum) sont également des éléments nutritifs (leurs
concentrations sont plus faibles dans les eaux de surface que dans les eaux profondes), mais
elles ne sont jamais nulles : ces éléments nutritifs ne sont donc pas limitants.
La matière organique formée par le phytoplancton est consommée par différentes espèces
appartenant au zooplancton. Si elle n’est pas rapidement reminéralisée en surface (c/ cidessous), cette matière organique quitte les eaux de surface en chutant vers le fond sous différentes formes : agrégats de cellules de phytoplancton sénescentes ou mortes, matières fécales,
cadavres de zooplancton... Au cours de sa chute, cette matière organique est consommée
par des bactéries et des animaux pour leur alimentation. La matière organique est oxydée et
transformée en éléments minéraux : en profondeur, les concentrations en éléments nutritifs
réaugmentent donc pour atteindre un maximum autour de 1 000 m. Globalement, elles produisent la réaction inverse de la photosynthèse avec consommation d’oxygène et libération
de sels nutritifs dans l’eau de mer : c’est la reminéralisation ou respiration.
(CH2O)106(NH3)16(H3PO4) + 138 o2 -
106 CO, + 16 HNO3 + 1 H3PO4 + 122 H,O + énergie chimique
(2.5)
On peut maintenant facilement interpréter en partie l’évolution verticale de la concentration en phosphate (Figure 2.4) : les concentrations nulles en surface sont dues à la consommation par le plancton, alors que les concentrations élevées en profondeur sont dues à la
reminéralisation. Le rôle de la reminéralisation dans le maximum d’accumulation du phosphate à 1 000 m est bien illustré par le profil vertical d’oxygène qui accuse un minimum à
1 000 m. En l’absence de lumière, le phosphate s’accumule passivement. Le même processus
explique les profils du carbone inorganique dissous. Dans le cas de la silice, sa redissolution
est un phénomène passif : tout l’océan est sous-saturé vis-à-vis de la silice amorphe qui
constitue le squelette de nombreuses espèces planctoniques (voir chapitre 9).
Influence de la circulation profonde sur la distribution des éléments nutritifs
Il reste encore à expliquer pourquoi les concentrations profondes en phosphate, silice et
carbone inorganique sont plus élevées dans le Pacifique que dans l’Atlantique (on vérifiera sur
les figures 2.2 et 2.3 qu’il s’agit bien de tendances systématiques). Il ne faut jamais perdre de