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Les sédiments et eaux interstitielles: Granulométrie, Caractéristiques physiques et chimiques des eaux interstitielles, Flux de sel nutritifs, Minéralisation de la matière organique

Minéralisation de la matière organique (MO)

L. Charpy

 

Hypothèse de départ

 

Une hypothèse fondamentale des modèles diagénétiques (Berner 1977 ou Rabouille et Gaillard 1990) est l'existence d'un état d’équilibre au sein des eaux interstitielles. Dans le cas d’une bioturbation importante, cette hypothèse ne s’applique pas. Cependant, le principal processus géochimique étant identifié, nous pouvons déterminer la quantité de matière organique minéralisée en utilisant les profils de concentration de la station profonde (St 8 à 37 m) et un modèle simple stoechiométrique.

 

Station 8

 

 

Modèle stoechiométrique

 

Les réactions d’oxydation

 

En milieu aérobie, "CH2O" + O2 →  CO2 + H2O         (1)      
 "CH2O" représente la MO 

En milieu anaérobie, "CH2O" + ½ SO4= + H + → ½ H2S + CO2 + H2O      (3)  

 

On peut réécrire les réactions d’oxydation de la matière organique comme suit:

  • Dans la couche supérieure oxygénée de 1 cm :

(CH2O)x (NH3)y H3PO4 + xO2 → xCO2 + yNH3 + H3PO4 + xH2O  (4)  

  • En dessous de la couche oxygénée:

(CH2O)x (NH3)y H3PO4 + x/2 SO4= + xH+ → x/2 H2S + xCO2 + yNH3 + H3PO4 + xH2O  (5)  

  • Pour tout le profil : 

CaCO3 + CO2 + H2O ↔ Ca++ + 2HCO3-  (2)  

  • En considérant le gaz carbonique total dissous

  • Dans la couche supérieure oxygénée:  

ΔΣCO2 = ΔO2 + ΔCa  (6)

  • En dessous de la couche oxygénée la variation de CO2 devient: 

ΔΣCO2 = ΔH2S + ΔCa

  • En considérant l'alcalinité :

  • Dans la couche supérieure oxygénée: 

ΔAlk = (1-y)/x ΔO2 + 2ΔCa  (7)

Dans l'équation (7), la contribution de borate est supposée constante et celle de H3SiO4- négligeable

  • En dessous de la couche oxygénée la variation d'alcalinité devient:

ΔAlk = 2(1-y-1)/x ΔH2S + 2ΔCa

Les variations d’H2S aux différentes profondeurs, sont estimées en utilisant une fonction polynomiale obtenue par ajustement des profils. 

 

Profil théorique d’alcalinité

On peut utiliser le modèle stoechiométrique pour calculer un profil théorique d’alcalinité. 

 

Station 8

Si on compare le profil théorique avec le profil mesuré (Figure), on constate une très bonne concordance pour un rapport C :N de 9.6. Ce rapport élevé (comparé au rapport de Redfield de 6.6) reflète l’origine détritique de la matière organique en cours d’oxydation.

 

Diagenèse et équilibre chimique

 

Estimation quantitative des réactions de diagenèses

On peut estimer la quantité de matière organique (MO) minéralisée suivant les deux types d’oxydation à partir des réactions (4) et (5).

  • Dans les premiers centimètres :

ΔOM/ΔO2 = 1/x. Si x = 106 et O2 = 187 µM, on obtient OM = 1.8 µM. En utilisant la valeur de la porosité de 0.62, une densité du sable corallien estimée à 2.5 g cm-3 et la densité de l’eau de mer 1.025 g cm-3, on obtient un taux d’oxydation de 2.5 mg OM par kg de sédiment.

  • En dessous, jusqu’à 35 cm dans les sédiments

ΔOM/ΔO2 = 2/x. Si x = 106 et H2S = 116 µM, on obtient OM = 2.2 µM. En utilisant la valeur de la porosité de 0.57, on obtient un taux d’oxydation de 2.7 mg OM par kg de sédiment.

  • Pour l’ensemble des sédiments

La capacité de minéralisation des sédiments est de 5.2 mg OM par kg de sédiment. Cette valeur est faible comparé aux valeurs données dans la littérature. Cela reflète la faible productivité de l’écosystème lagonaire.

Equilibre chimique entres l’aragonite et les eaux interstitielles

Nous avons calculé un indice de saturation (SI) pour déterminer si il existait des réactions couplées de dissolution/précipitation du carbonate de calcium dans les conditions d’équilibre.

SI = [Ca] [CO3] / Ks

[Ca] et [CO3] représentent le calcium dissous et le carbonate total, ainsi que les ions libres ou complexés. Ks = Constante stoechiométrique de solubilité.

Nous avons utilisé les valeurs de Ks de 6.34 10-7 et 4.23 10-7 données par Mucci (1983) pour l’aragonite et la calcite.

[Ca] est obtenu directement par analyse, mais [CO3] doit être calculé à partir des valeurs d’alcalinité des carbonates et de celles du pH. On obtient finalement l’équation :

[CO3] = Alkc / ( 2 + 10 (pK2 – pH) )

Où pK2 est la seconde constante de dissociation de H2CO3. Quand la valeur de SI est très proche de 1, cela signifie qu’il y a un état d’équilibre entre le sédiment et les eaux interstitielles. Quand SI >> 1, les eaux interstitielles sont sursaturées par rapport à la phase solide et il y a un risque de précipitation. Quand SI < 1, la phase solide est en dissolution.

 

Dans le profil de la figure, on constate que les eaux interstitielles sont saturées en carbonates (Calcite et Aragonite). Les valeurs maximales de SI sont observées dans les premiers cm de sédiment. Cela confirme l’hypothèse que l’oxydation de la MO par l’oxygène entraîne une dissolution du sable corallien. Par contre quand l’oxydant est H2S, la phase carbonatée précipite et empêche toute augmentation du pH.

 

 

Conclusions

 

Une grande partie de la matière organique qui atteint les sédiments est oxydée dans la colonne d’eau. La quantité de MO minéralisée dans les sédiments est de 2.5 mg kg-1 dans les premiers cm et 5.2 mg kg-1 plus profond. Les eaux interstitielles sont sursaturées en aragonite et calcite. Ceci montre que le processus de dissolution est plus rapide que la précipitation.

 

 

Cette page est tirée de l'article :

Charpy-Roubaud C., Charpy L., Sarazin G. (1996) Diffusional nutrient fluxes at the sediment-water interface and organic matter mineralization in an atoll lagoon (Tikehau, Tuamotu Archipelago, French Polynesia). Mar Ecol. Progr. ser. 132: 181-190

 

Références citées :

Berner RA (1977) Stoichiometric models for nutrient regeneration. Limnol Oceanogr 29: 781-786

Mucci A (1983) The solubility of calcite and aragonite in sea water at various salinities, temperatures and one atmosphere total pressure. Am J Sci 285 : 780-799

Rabouille C, Gaillard JF (1990) The validity of steady-state flux calculations in early diagenesis : a computer simulation of deep-sea silica diagenesis. Deep Sea Res 37 : 625-646

Redfield AC, Ketchum BH, Richards FA (1963) The influence of organisms on the composition of sea water. In : Mac Graw Hill (ed) The Sea, Vol II p 26-77

 

mise à jour : 10/07/2008

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