GÉNÉRALITÉS
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Dans les conditions naturelles, l'équilibre océan-atmosphère n'est presque jamais réalisé. Dans
les eaux de surface, les phénomènes physiques et biologiques provoquent des écarts à la
saturation que la lenteur des échanges avec l'atmosphère ne parvient pas à résorber. Quant aux
eaux profondes, elles sont complètement isolées de l'atmosphère. L'accumulation et la
décomposition de déchets organiques en leur sein provoquent des sursaturations qui peuvent
atteindre 2000 µatm. Mais on peut toujours attribuer à une eau de mer une pression partielle
que l'on observerait dans une phase gazeuse mise en équilibre (Copin-Montégut, 2000)
Figure 2 Système du carbone et des carbonates. A avant l’augmentation massive de la pCO2
de l’air. B dans un contexte d’acidification des océans. Les flèches rouges montrent le
déplacement de l’équilibre et la diminution de pH induite par l’augmentation des ions H
+
1.2.1.2 Carbone inorganique totale (DIC)
Le CO2 aq est un diacide. Il se dissocie, d'abord en ions hydrogénocarbonates HCO3
-
, puis en
ions carbonates CO3
2- (Copin-Montégut, 2000)
Le DIC dans l’eau de mer est défini par
í µí°·í µí°¼í µí°¶ = [í µí°¶í µí±2] + [í µí°»í µí°¶í µí± 3
− ] + [ í µí°¶í µí± 3
2− ]
6
Les bicarbonates (HCO 3
− ) représentent environ 90% du DIC, les carbonates (CO3
2) 9%, le
dioxyde de carbone (CO2) 1%, et l'acide carbonique (H2CO3) les 0.001% restants à pH= 8,2
(Figure 3). (Bégovic, 2001)
Le carbone inorganique total varie dans l’eau de mer avec différents processus
• Il diminue avec la photosynthèse et la formation de carbonate de calcium (la
calcification).
• Il augmente avec la respiration et la dissolution de CaCO3. Il augmente aussi avec les
apports de carbone anthropique. (Copin-Montégut, 2000), (Bégovic, 2001)
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Dans les conditions naturelles, l'équilibre océan-atmosphère n'est presque jamais réalisé. Dans
les eaux de surface, les phénomènes physiques et biologiques provoquent des écarts à la
saturation que la lenteur des échanges avec l'atmosphère ne parvient pas à résorber. Quant aux
eaux profondes, elles sont complètement isolées de l'atmosphère. L'accumulation et la
décomposition de déchets organiques en leur sein provoquent des sursaturations qui peuvent
atteindre 2000 µatm. Mais on peut toujours attribuer à une eau de mer une pression partielle
que l'on observerait dans une phase gazeuse mise en équilibre (Copin-Montégut, 2000)
Figure 2 Système du carbone et des carbonates. A avant l’augmentation massive de la pCO2
de l’air. B dans un contexte d’acidification des océans. Les flèches rouges montrent le
déplacement de l’équilibre et la diminution de pH induite par l’augmentation des ions H
+
1.2.1.2 Carbone inorganique totale (DIC)
Le CO2 aq est un diacide. Il se dissocie, d'abord en ions hydrogénocarbonates HCO3
-
, puis en
ions carbonates CO3
2- (Copin-Montégut, 2000)
Le DIC dans l’eau de mer est défini par
í µí°·í µí°¼í µí°¶ = [í µí°¶í µí±2] + [í µí°»í µí°¶í µí± 3
− ] + [ í µí°¶í µí± 3
2− ]
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Les bicarbonates (HCO 3
− ) représentent environ 90% du DIC, les carbonates (CO3
2) 9%, le
dioxyde de carbone (CO2) 1%, et l'acide carbonique (H2CO3) les 0.001% restants à pH= 8,2
(Figure 3). (Bégovic, 2001)
Le carbone inorganique total varie dans l’eau de mer avec différents processus
• Il diminue avec la photosynthèse et la formation de carbonate de calcium (la
calcification).
• Il augmente avec la respiration et la dissolution de CaCO3. Il augmente aussi avec les
apports de carbone anthropique. (Copin-Montégut, 2000), (Bégovic, 2001)