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GÉOCHIMIE MARINE
sédimentation
Figure 2.6. Évolution de la composition chimique des eaux profondes.
Au cours de la circulation thermohaline, celles-ci s’enrichissent en sels nutritifs en recevant
les produits de la reminéralisation dus à l’activité biologique.
vue que l’océan est en mouvement et que tout profil vertical reflète l’importance relative des
transports dus aux courants par rapport aux réactions chimiques ou biologiques. Revenons
sur la circulation des masses d’eaux. Nous avons vu au chapitre 1 (voir aussi le chapitre 10
pour plus de détails) que les eaux profondes circulent depuis l’Atlantique Nord jusqu’au
nord du Pacifique sur une durée de temps de l’ordre de 1 000 ans. Durant ce parcours, les
eaux profondes sont enrichies progressivement en éléments nutritifs par la reminéralisation
de la matière organique (Figure 2.6). De façon symétrique, la concentration en oxygène
dissous diminue au fur et à mesure de la reminéralisation, ce qui explique également la
différence Pacifique-Atlantique. Toutes ces transformations traduisent le vieillissement des
eaux profondes.
Les éléments nutritifs subissent des transformations chimiques et/ou biologiques
répétées qui définissent des cycles « biogéochimiques ». Prenons le cas du phosphate dont
le cycle est relativement simple. Les molécules de phosphate sont apportées à l’océan par
les fleuves. Cependant, la contribution directe des rivières n’est sensible que dans les zones
côtières. En fait, f alimentation en PO4 des eaux de surface se fait essentiellement par un
recyclage interne de PO4 dans l’océan, c’est-à-dire par remontée des eaux profondes riches
en phosphate au moment des mélanges hivernaux et/ou dans les zones d’upwelling (voir
chapitre 7). Dans les eaux de surface, PO4 est rapidement assimilé par l’activité biologique
pour fabriquer des molécules organiques. Pris dans la chaîne alimentaire, PO4~est expédié
sous forme de particules vers les eaux profondes. Sous l’effet de la dissolution de la matière
particulaire, PO’ est libéré dans les abysses. Cette redissolution est très efficace : selon le
modèle du premier ordre de Broecker et Peng (1982), dans l’océan ouvert, seulement 1 % de
la matière organique qui chute depuis la surface est enfouie dans le sédiment (nous verrons
au chapitre 9 que cette proportion est plus forte dans les zones côtières). Dans les eaux profondes, la molécule de PO3 n’est pas consommée ; portée par le courant, elle reste environ
1 000 ans dans les abysses jusqu’à ce que les eaux profondes retournent en surface. Là, elle
est a nouveau consommée par le phytoplancton et le cycle recommence. Il faut entre 20000
et 80000 ans (soit entre 20 et 80 cycles) pour que cette molécule de phosphate quitte enfin
GÉOCHIMIE MARINE
sédimentation
Figure 2.6. Évolution de la composition chimique des eaux profondes.
Au cours de la circulation thermohaline, celles-ci s’enrichissent en sels nutritifs en recevant
les produits de la reminéralisation dus à l’activité biologique.
vue que l’océan est en mouvement et que tout profil vertical reflète l’importance relative des
transports dus aux courants par rapport aux réactions chimiques ou biologiques. Revenons
sur la circulation des masses d’eaux. Nous avons vu au chapitre 1 (voir aussi le chapitre 10
pour plus de détails) que les eaux profondes circulent depuis l’Atlantique Nord jusqu’au
nord du Pacifique sur une durée de temps de l’ordre de 1 000 ans. Durant ce parcours, les
eaux profondes sont enrichies progressivement en éléments nutritifs par la reminéralisation
de la matière organique (Figure 2.6). De façon symétrique, la concentration en oxygène
dissous diminue au fur et à mesure de la reminéralisation, ce qui explique également la
différence Pacifique-Atlantique. Toutes ces transformations traduisent le vieillissement des
eaux profondes.
Les éléments nutritifs subissent des transformations chimiques et/ou biologiques
répétées qui définissent des cycles « biogéochimiques ». Prenons le cas du phosphate dont
le cycle est relativement simple. Les molécules de phosphate sont apportées à l’océan par
les fleuves. Cependant, la contribution directe des rivières n’est sensible que dans les zones
côtières. En fait, f alimentation en PO4 des eaux de surface se fait essentiellement par un
recyclage interne de PO4 dans l’océan, c’est-à-dire par remontée des eaux profondes riches
en phosphate au moment des mélanges hivernaux et/ou dans les zones d’upwelling (voir
chapitre 7). Dans les eaux de surface, PO4 est rapidement assimilé par l’activité biologique
pour fabriquer des molécules organiques. Pris dans la chaîne alimentaire, PO4~est expédié
sous forme de particules vers les eaux profondes. Sous l’effet de la dissolution de la matière
particulaire, PO’ est libéré dans les abysses. Cette redissolution est très efficace : selon le
modèle du premier ordre de Broecker et Peng (1982), dans l’océan ouvert, seulement 1 % de
la matière organique qui chute depuis la surface est enfouie dans le sédiment (nous verrons
au chapitre 9 que cette proportion est plus forte dans les zones côtières). Dans les eaux profondes, la molécule de PO3 n’est pas consommée ; portée par le courant, elle reste environ
1 000 ans dans les abysses jusqu’à ce que les eaux profondes retournent en surface. Là, elle
est a nouveau consommée par le phytoplancton et le cycle recommence. Il faut entre 20000
et 80000 ans (soit entre 20 et 80 cycles) pour que cette molécule de phosphate quitte enfin