Photochimie de la matière organique marine

PHOTOCHIMIE DE LA MATIÈRE ORGANIQUE MARINE

Globalement, chaque année, les rivières transportent envIron 0,4 x 10 15 g C de la matière organique (OM) (c’est-à-dire la matière organique dissoute (DOM) plus la matière organique particulaire (POM)) à l’océan (Hedges et al., 1997). Cependant, moins de la moitié des apports fluviaux de la OM (principalement POM) est enfouie dans les sédiments marins et seule une petite fraction de la MO dans l’océan ouvert est d’origine terrestre . Par ailleurs, seulement ~ 0,4% de la production primaire mondiale annuelle (PP) peut être en fin de compte retenu dans les eaux profondes (Hedges, 2002). La majorité de la MO est reminéralisée en dioxyde de carbone (C02) durant le transport (OM terrestre) et après avoir été produite (OM marine). Des études récentes apportent de plus en plus de preuves que la phototransformation (Mopper et Kieber, 2002; Zafiriou, 2002) et la consommation microbienne (Moran et al, 2000; Viihatalo et Wetzel, 2004; Benner et Kaiser, 2010) sont principalement responsables de la perte en OM dans les écosystèmes aquatiques. Au cours des dernières décennies, beaucoup d’attention a été accordée à la photochimie de la frac tion chromophorique de la DOM (CDOM) (Mopper et Kieber, 2002; Zafiriou, 2002; Zepp, 2003), puisque le CDOM est un important absorbeur du rayonnement ultraviolet (UV) et visible dans les eaux naturelles (Blough et al., 1993; Nelson et al., 1998; Siegel et al., 2002) . Écologiquement parlant, l’absorption de la lumière par la CDOM, d’une part, protège les organismes marins contre les rayons UV nocifs (Schindler et al. , 1996; Williamson et al., 1999) alors que, d’autre part, elle limite la production primaire en captant une partie du rayonnement actif pour photosynthèse (PAR, 400-700 nm) (Le Fouest et al. , 2010; Mei et al. , 2010). La diminution de l’absorbance du CDOM (c.-à-d le photoblanchiment) après photo-oxydation dans la couche supérieure des océans augmente la pénétration du rayonnement UV et la disponibilité en PAR dans la colonne d’eau, ce qui affecte l’écologie marine (Zepp, 2003). Biogéochimiquement, la photochimie du CDOM peut directement reminéraliser la DOM en CO2 et en monoxyde de carbone (CO) (Miller et Zepp, 1995), et elle peut transformer le carbone organique dissous (DOC) réfractaire en substrats biolabiles (Kieber et al., 1989; Miller et al., 2002) ou vice versa (Kieber et al. , 1997 ; Benner et Biddanda, 1998). Ce processus peut également affecter le cycle de l’azote marin en transfo rmant l’azote organique dissous (DON) réfractaire en azote inorganique biodisponible (par exemple ammonium, nitrite) (Bushaw et al., 1996; Vahatalo et Zepp, 2005 ; Xie et al., 20 12) et par une demande accrue des bactéries pour les nutriments inorganiques (Smith et Benner, 2005). En outre, la photochimie du CDOM modifie la toxicité et la biodisponibilité de certains métaux , tels que le fer et le cuivre, et par conséquent leur sort et leur transport (Miller et aL, 1995 ; Voelker et Sedlak, 1995; Voelker et al. , 2000). Certains biomarqueurs importants, tels que la lignine et les acides aminés, peuvent être dégradés photochimiquement (Opsahl et Benner, 1998; Benner et Kaiser, 2010). Pendant la photodégradation du CDOM, des composés oxygénés très réactifs environnementalement et biologiquement (par exemple, HO, , 0 ; , et H20 2) sont formés (Zafiriou et aL, 1984; Blough et Zepp, 1995), et influent sur divers process us biologiques et chimiques dans l’eau de surface éclairée par le soleil. De plus, les processus photochimiques impliquant le CDOM produisent (par exemple, monoxyde de carbone (CO) et sulfure de carbonyle (COS)) ou décomposent (par exemple sulfure de diméthyle (DMS)) certains gaz en traces actifs dans l’atmosphère qui affectent la composition chimique de l’atmosphère et le bilan radiatif de la terre (Thompson, 1992; Brimblecombe, 2003).

CYCLE BIOGÉOCHIMIQUE DU CO DANS L’OCÉAN

Le CO est le principal puits de radicaux d’hydroxyde troposphériques (OH’) et il réduit ainsi la capacité oxydante de l’atmosphère et agit comme un gaz à effet de serre indirect dans l’atmosphère (Thompson , 1992). L’océan a longtemps été reconnu comme une source de CO atmosphérique (Conrad et Seiler, 1980). Dans l’océan supérieur, le CO est produit principalement par photolyse du CDOM (Conrad et Seiler, 1980; Zafiriou et al., 2003;Stubbins et al., 2006a; Xie et al, 2009a). En outre, le CO peut également être produit par la dégradation thermique de la DOM (également appelée production foncée) (Xie et al. , 2005; Zhang et al., 2008; Zhang et Xie, 2012) Certains organismes marins peuvent aussi produire du CO par prSlcessus biologiques (King et al. , 2001; Gros et al. , 2009), même si cela reste toutefois à confirmer. Dans la couche supérieure des océans, la consommation microbienne et l’échange air-mer sont les principaux puits de CO , et une petite partie du CO peut être transférée dans l’océan profond par le mélange vertical (Kettle, 2005). Les sources et les puits de CO actuellement connus dans l’océan sont présentés dans la figure. 1-1. Le cycle biogéochimique du CO des océans est important parce que 1) le CO est sans doute le sousproduit issue de la photodégradation du CDOM qui est mesurable avec le plus d’exactitude et le photoproduit inorganique le plus abondant après le CO2 , 2) le CO peut être utilisé comme un proxy d’autres photoproduits qui sont plus difficiles à mesurer, comme le CO2 (Miller et Zepp, 1995; Mopper et Kieber, 2000) et la DOM biolabile (Miller et al., 2002), 3) le CO est une source d’énergie et carbone pour certains microbes marins (King et Weber, 2007 ; Moran et Miller, 2007), 4) le CO est une espèce utile pour évaluer la cinétique de consommation microbienne des solutés dilués dans les eaux marines (Xie et al., 2009b), et 5) le CO est un excellent traceur pour modéliser les interactions dans la dynamique de mélange, l’optique, la photochimie, la biologie et les échanges gazeux air-mer dans la partie supérieure de l’océan (Doney et al. , 1995; Kettle , 2005).

Photochemistry of marine organic matter

Globally, the rivers transport approximately 0.4 x 1015 g C of organic matter (OM) (i.e.dissolved organic matter (DOM) plus particulate organic matter (POM» to the ocean per year (Hedges et al., 1997). However, Iess than half of the riverine input of OM (mainly POM) is buried in marine sediment and only a small fraction of OM in the open ocean is of tenestrial origin . Furthermore, 0.2 x 1015 g Ca·!, only ~ 0.4% of the yearly global plimary production (PP) can be uitimately sequestrated to the deep ocean (Hedges, 2002). The majority of OM is remineralized to carbon dioxide (C02) during transport (tenestrial OM) and after being produced (matine OM). Recent studies provide growing evidence that phototransformation (Mopper and Kieber, 2002; Zafiriou, 2002) and microbial consumption (Moran et al., 2000; Vahatalo and Wetzel , 2004; Benner and Kaiser, 2010) are mainly responsible for the loss of terrestriai and marine OMo During the past decades, mu ch attention has been paid to chromophoric DOM (CDOM) photochemistry (Mopper and Kieber, 2002; Zafiriou , 2002; Zepp , 2003), since CDOM is an important Iight absorber at both the ultraviolet (UV) and visible wavelengths in natural waters (Blough et aL, 1993 ; Nelson et al., 1998; Siegel et al., 2002). Ecologically, the absorption of light by CDOM, on one hand, protects marine organisms against deleterious UV radiation (Schindler et al., 1996; Williamson et al, 1999) whiIe, on the other hand , it curbs primary production if the availability of photosynthetically active radiation (PAR,400-700 nm) Iimits photosynthesis (Le Fouest et al., 2010; Mei et al. , 2010). The decrease in CDOM absorbance (i.e. photobleaching) after photooxidation in the upper ocean increases the penetration of UV radiation and the availability of PAR in the water column, thereby affecting marine ecology (Zepp, 2003). Biogeochemically, CDOM photochemistry can directly remineralize DOM to CO2 and carbon monoxide (CO) (Miller and Zepp, 1995), and convert refractory dissolved organic carbon (DOC) to bio-labile substrates (Kieber et al. , 1989; Miller et al., 2002) or vice versa (Kieber et al. , 1997; Benner and Biddanda, 1998). This process can also affect marine nitrogen cyc1ing by transformin g refractory dissolved organic nitrogen (DON) to bio-available inorganic nitrogen (e .g. ammonium, nitrite) (Bushaw et al., 1996; Vahatalo and Zepp, 2005 ; Xie et al. , 2012) and through enhanced bacterial demand for inorganic nutrients (Smith and Benner, 2005). Furthermore , CDOM photochemistry alters the toxicity and bioavailability of certain nietals, such as Fe and Cu , and hence their fate and transport (Miller et al. , 1995 ; Voelker and Sedlak, 1995 ; Voelker et al. , 2000). Some important biomarkers, such as lignin and amino acids, can be degraded photochemically (Opsahl and Benner, 1998; Benner and Kaiser, 2010). During CDOM photodegradation, environmentally and biologically reactive oxygen species (e.g. HO ·, 0 ; , and H20 2) are fOïmed (Zafiriou et al. , 1984; Blough and Zepp , 1995), which influence various biological and chemical processes in the sunlit surface water. In addition, CDOM photoprocesses produce (e.g. carbon monoxide (CO) and carbon yi sulfide (OCS» or decompose (e .g. dimethyl sulfide (DMS» certain atmospherically active trace gases that affect the chemical composition of the atmosphere and the Earth’s radiative balance (Thompson, 1992; Brimblecombe, 2003).

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Table des matières

CHAPITRE 1 INTRODUCTION
1.1 PHOTOCHIMIE DE LA MATIÈRE ORGANIQUE MARINE
1.2 CYCLE BIOGÉOCHIMIQUE DU CO DANS L’OCÉAN
1.3 MOTIVATIONS
1.4 OBJECTIFS
CHAPITRE 2 VARIATIONS SPA TIOTEMPORELLE DU CARBONE ORGANIQUE DISSOUS ET MONOXYDE DE CARBONE DANS LA GLACE DE MER DE PREMIERE ANNEE DANS L’OUEST DE L’ARCTIQUE CANIDIEN
RÉSUMÉ
ABSTRACT
2.1 INTRODUCTION
2.2 METHODS
2.2.1 METEOROLOGY AND HYDROLOGY
2.2.2 CHLOROPHYLL A
2.2.3 DOC AND CO
2.3 RESULTS
2.3.1 GENERAL METEOROLOGICAL AND HYDROLOGICAL PROPERTIES
2.3.2 CHLOROPHYLL A, DOC, AND CO IN SURFACE AND BOTTOM SEA ICE
2.3.3 VERTICAL DISTRIBUTIONS OF CHL A, DOC, AND CO
2.3.4 VERTICAL DISTRIBUTIONS OF CHL A, DOC, AND CO
2.4 DISCUSSION
2.4.1 COMPARISON WITH PREVIOUS STUDlES
2.4.2 FACTORS CONTROLLING [DOC] AND [CO] IN SEA lCE
2.4.3 NET PRODUCTION OF DOC AND CO
2.4.4 CONTRIBUTION OF SEA ICE TO ATMOSPHERIC CO
2.5 SUMMARY AND CONCLUSIONS
ACKNOWLEDGMENTS
CHAPITRE 3 PHOTOPRODUCTION DE MONOXYDE DE CARBONE A PARTIR DE MATIERES ORGANIQUES PARTICULAIRE ET DISSOUTE DANS LES CULTURES D’ALGUES DE GLACE
RÉSUMÉ
ABSTRACT
3.1 INTRODUCTION
3.2 METHODS
3.2.1 ICE ALGAL CULTURE INCUBATIONS
3.2.2 SAMPLE COLLECTION
3.2.3 IRRADIATION
3.2.4 SAMPLE ANALYSES
3.2.5 R ETRIEVAL OF CO AQY
3.3 R ESULTS
3.3.1 GENERAL CHEMICAL, BIOLOGICAL AND OPTICAL PROPERTIES
3.3.2 CONTROLS AND LINEARITY OF CO PHOTOPRODUCTION FROM PARTICLES
3.3.3 CO AQY SPECTRA
3.3.4 cp AND PHOTOREACTTVITY
3.4 DISCUSSION
3.4.1 COMPARE if>A WITH PREVIS OU STUDIES
3.4.2 ACTION SPECTRA OF CO PHOTOPRODUCTION IN BOTTOM SEA ICE
3.5 SUMMARY
ACKNOWLEDGMENTS
CHAPITRE 4 L’EFFICACITE SPECTRALE DE LA PHOTOPRODUCTION DE MONOXYDE DE CARBONE (CO) DANS L’ARCTIQUE CANADIEN DE L’OUEST: PARTICULES CONTRE SOLUTES
RÉSUMÉ
ABSTRACT
4.1 INTRODUCTION
4.2 METHODS
4.2.1 STUDY AREA
4.2.2 SAMPLING
4.2.3 IRRADIATION
4.2.4 ANALySES
4.2.5 RETRIEVAL OF CO AQY
4.3 RESULTS AND DISCUSSION
4.3.1 GENERAL PHYSICAL, BIOLOGICAL, AND CHEMICAL SETTINGS
4.3.2 CO AQY SPECTRA
4.3.3 PHOTOREACTIVITY OF CDOM AND PARTICLES
4.3.4 ACTION SPECTRA OF CO PHOTOPRODUCTION
4.3.5 MODELING CO PHOTOPRODUCTION
4.4 SUMMARY
ACKNOWLEDGMENTS
CHAPITRE 5 PHOTOPRODUCTION DE MONOXYDE DE CARBONE (CO) A PARTIR DE DIFFERENTES CLASSES DE TAILLE DE MATIERE ORGANIQUE DANS L’ESTUAIRE DU DELAWARE SOUS DES CONDITIONS HYDROBIOLOGIQUES CONTRASTEES
RÉSUMÉ
ABSTRACT
5.1 INTRODUCTION
5.2 METHODS
5.2.1 STUDY SITE
5.2.2 SAMPLING
5.2.3 iRRADIATION
5.2.4 DETERMINATION OF ABSORPTION SPECTRA OF CDOM AND PARTICLES
5.2.5 RETRIEVAL OF CO AQY SPECTRA
5.3 RESULTS
5.3.1 GENERAL HYDROLOGICAL, BIOLOGICAL AND METEOROLOGICAL CONDITIONS
5.3.2 ABSORPTION COEFFICIENT OF CDOM
5.3.3 ABSORPTION COEFFICIENT OF PARTICLES
5.3.4 ABSORPTION COEFFICIENT OF PARTICLES
5.3.5 cp AND PHOTOREACTIVITY
5.3.6 ACTION SPECTRA OF CO PHOTOPRODUCTION
5.3.7 MODELING CO PHOTOPRODUCTION
5.4 SUMMARY
ACKNOWLEDGMENTS
CHAPITRE 7 SOMMAIRE ET CONCLUSIONS
ANNEXE 1
ANNEXE 2
RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES