LES ÉCHANGES DE C02 ENTRE L’OCÉAN ET L’ATMOSPHÈRE
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La concentration en CO2- est donc plus faible dans l’eau froide que dans l’eau chaude
(Équation 10b en tenant compte du fait que HCO-, qui est l’espèce majoritaire, varie très
peu). Il suit que le facteur de Revelle est plus élevé dans l’eau froide que dans l’eau chaude
(Équation 16b en tenant compte du fait que le CID varie très peu).
Dans la pratique, Ç varie entre 8 dans les eaux chaudes et 16 dans les eaux froides.
L’eau qui a la plus forte capacité de stockage est celle qui a le facteur de Revelle le plus bas :
c’est l’eau chaude.
Notons bien que même si la variation relative du CID (dCID/CID) est 10 fois plus faible
que celle du CO, dissous (d[CO2]/[CO2]), l’augmentation absolue de la quantité du CID
(dCID) est 10 fois plus importante que celle de CO2dissous (dCO,
J. En effet, au fur et à
mesure que le CO, atmosphérique pénètre dans l’océan, il est neutralisé par CO2'. Grâce
à l’équilibre avec les ions carbonates et bicarbonates, l’eau de mer est capable d’absorber
10 fois plus de CO, atmosphérique que si l’eau de mer ne contenait que du CO,. Ainsi, une
faible variation du CID dans l’océan peut avoir de très forte répercussion sur le CO, atmosphérique. Par exemple, si on éliminait complètement la pompe biologique dans l’océan de
surface, l’augmentation d’environ 10% du CID qui en résulterait entraînerait un doublement de la pression partielle en CO,.
On peut voir l’absorption du CO, anthropique par l’océan comme une réaction de titration
d’une base (CO2-) par un acide (CO,). Il résulte de cette réaction une diminution progressive
du pH de l’eau de mer à la surface de l’océan : on parle d’acidification de l’océan. Même si
les variations de pH sont plus faibles que ne pourrait le laisser penser le terme d « acidification » (Exercice d’approfondissement 3), il n’en reste pas moins qu’elles peuvent avoir des
effets très significatifs sur les organismes calcifiants (Exercice d’approfondissement 4).
Avant le début de la révolution industrielle, l’océan contenait 60 fois plus de carbone que
l’atmosphère. L’océan est donc en mesure d’absorber 6 (60/Ç) fois plus de gaz carbonique
que l’atmosphère en réponse à la perturbation anthropique. Ainsi, imaginons qu après avoir
doublé la quantité de CO, atmosphérique, on arrête toutes les émissions de CO, anthropique
et on laisse l’océan s’équilibrer avec l’atmosphère : quand l’équilibre océan-atmosphère sera
restauré, seulement 1/(6+1) = 14% de l’excès de CO, restera dans l’atmosphère. Le reste
(6/(6+1 ) = 86 %) aura été absorbé par l’océan.
Dans le calcul qui précède, on a supposé que l’équilibre thermodynamique entre
1 ensemble de l’océan et l’atmosphère était atteint. Nous allons maintenant étudier à quelle
vitesse cet équilibre peut s’établir. Pour cela il faut considérer différentes échelles d espace
et de temps liées :
aux transferts de gaz entre l’atmosphère et l’océan ;
à l’équilibration de la couche de mélange avec l’atmosphère ;
~ au transport des eaux de surface vers la thermocline et 1 océan profond.
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La concentration en CO2- est donc plus faible dans l’eau froide que dans l’eau chaude
(Équation 10b en tenant compte du fait que HCO-, qui est l’espèce majoritaire, varie très
peu). Il suit que le facteur de Revelle est plus élevé dans l’eau froide que dans l’eau chaude
(Équation 16b en tenant compte du fait que le CID varie très peu).
Dans la pratique, Ç varie entre 8 dans les eaux chaudes et 16 dans les eaux froides.
L’eau qui a la plus forte capacité de stockage est celle qui a le facteur de Revelle le plus bas :
c’est l’eau chaude.
Notons bien que même si la variation relative du CID (dCID/CID) est 10 fois plus faible
que celle du CO, dissous (d[CO2]/[CO2]), l’augmentation absolue de la quantité du CID
(dCID) est 10 fois plus importante que celle de CO2dissous (dCO,
J. En effet, au fur et à
mesure que le CO, atmosphérique pénètre dans l’océan, il est neutralisé par CO2'. Grâce
à l’équilibre avec les ions carbonates et bicarbonates, l’eau de mer est capable d’absorber
10 fois plus de CO, atmosphérique que si l’eau de mer ne contenait que du CO,. Ainsi, une
faible variation du CID dans l’océan peut avoir de très forte répercussion sur le CO, atmosphérique. Par exemple, si on éliminait complètement la pompe biologique dans l’océan de
surface, l’augmentation d’environ 10% du CID qui en résulterait entraînerait un doublement de la pression partielle en CO,.
On peut voir l’absorption du CO, anthropique par l’océan comme une réaction de titration
d’une base (CO2-) par un acide (CO,). Il résulte de cette réaction une diminution progressive
du pH de l’eau de mer à la surface de l’océan : on parle d’acidification de l’océan. Même si
les variations de pH sont plus faibles que ne pourrait le laisser penser le terme d « acidification » (Exercice d’approfondissement 3), il n’en reste pas moins qu’elles peuvent avoir des
effets très significatifs sur les organismes calcifiants (Exercice d’approfondissement 4).
Avant le début de la révolution industrielle, l’océan contenait 60 fois plus de carbone que
l’atmosphère. L’océan est donc en mesure d’absorber 6 (60/Ç) fois plus de gaz carbonique
que l’atmosphère en réponse à la perturbation anthropique. Ainsi, imaginons qu après avoir
doublé la quantité de CO, atmosphérique, on arrête toutes les émissions de CO, anthropique
et on laisse l’océan s’équilibrer avec l’atmosphère : quand l’équilibre océan-atmosphère sera
restauré, seulement 1/(6+1) = 14% de l’excès de CO, restera dans l’atmosphère. Le reste
(6/(6+1 ) = 86 %) aura été absorbé par l’océan.
Dans le calcul qui précède, on a supposé que l’équilibre thermodynamique entre
1 ensemble de l’océan et l’atmosphère était atteint. Nous allons maintenant étudier à quelle
vitesse cet équilibre peut s’établir. Pour cela il faut considérer différentes échelles d espace
et de temps liées :
aux transferts de gaz entre l’atmosphère et l’océan ;
à l’équilibration de la couche de mélange avec l’atmosphère ;
~ au transport des eaux de surface vers la thermocline et 1 océan profond.