Evaluation de la pénétration du carbone anthropique en Méditerranée | Généralités
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Pompe des carbonates : Formation et dissolution des tests calcaires (CaCO3) des
organismes marins. Dans la couche supérieure des océans, l’équilibre entre le calcaire et les
hydrogénocarbonates est légèrement favorable au maintien du CaCO3, alors qu’à plus grande
profondeur, l’augmentation de la pression hydrostatique entraîne sa dissolution.
Figure 4: Schéma d'un modèle biologique océanique du carbone ; COD : Carbone Organique Dissous ;
COP : Carbone Organique Particulaire ; CID : Carbone Inorganique Dissous (Mémery, 2014)
1.1.2.3.2 Pompe physique
Echanges air-mer : Les transferts de gaz à l'interface air-mer, qui sont des processus lents
affectant la pression partielle de CO2 dans les eaux superficielles, font que la plupart des eaux de
surface ne sont pas en équilibre gazeux avec l'atmosphère : elles constituent donc soit des sources
soit des puits de carbone pour l’atmosphère (pompe de solubilité). Ces échanges sont régis
principalement par le gradient de concentration en CO2 entre l’atmosphère et l’océan, la
température ainsi que par les variables qui décrivent l’état de l’interface air-mer (conditions
atmosphériques et climatiques : vitesse du vent qui intensifie les échanges, la présence de glace ou
de surfactants qui les freinent, le déferlement des vagues).
Circulation thermo-haline : la plongée d’eaux froides très denses au niveau de certaines
régions océaniques permet la séquestration d’une grande partie du carbone atmosphérique qui est
piégé pour de longue période de temps le long du circuit parcouru par la masse d’eau jusqu’à son
prochain contact avec l’atmosphère.
1.1.2.4 Conséquences de l’augmentation de la concentration du carbone dans l’océan
La perturbation engendrée par l’effet de serre additionnel pourrait être à l’origine de fluctuations
climatiques dont on mesure mal les conséquences. Divers scénarios d’évolution climatique
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Pompe des carbonates : Formation et dissolution des tests calcaires (CaCO3) des
organismes marins. Dans la couche supérieure des océans, l’équilibre entre le calcaire et les
hydrogénocarbonates est légèrement favorable au maintien du CaCO3, alors qu’à plus grande
profondeur, l’augmentation de la pression hydrostatique entraîne sa dissolution.
Figure 4: Schéma d'un modèle biologique océanique du carbone ; COD : Carbone Organique Dissous ;
COP : Carbone Organique Particulaire ; CID : Carbone Inorganique Dissous (Mémery, 2014)
1.1.2.3.2 Pompe physique
Echanges air-mer : Les transferts de gaz à l'interface air-mer, qui sont des processus lents
affectant la pression partielle de CO2 dans les eaux superficielles, font que la plupart des eaux de
surface ne sont pas en équilibre gazeux avec l'atmosphère : elles constituent donc soit des sources
soit des puits de carbone pour l’atmosphère (pompe de solubilité). Ces échanges sont régis
principalement par le gradient de concentration en CO2 entre l’atmosphère et l’océan, la
température ainsi que par les variables qui décrivent l’état de l’interface air-mer (conditions
atmosphériques et climatiques : vitesse du vent qui intensifie les échanges, la présence de glace ou
de surfactants qui les freinent, le déferlement des vagues).
Circulation thermo-haline : la plongée d’eaux froides très denses au niveau de certaines
régions océaniques permet la séquestration d’une grande partie du carbone atmosphérique qui est
piégé pour de longue période de temps le long du circuit parcouru par la masse d’eau jusqu’à son
prochain contact avec l’atmosphère.
1.1.2.4 Conséquences de l’augmentation de la concentration du carbone dans l’océan
La perturbation engendrée par l’effet de serre additionnel pourrait être à l’origine de fluctuations
climatiques dont on mesure mal les conséquences. Divers scénarios d’évolution climatique