LES ÉCHANGES DE C02 ENTRE L’OCÉAN ET L’ATMOSPHÈRE
235
Perturbation de P équilibre des carbonates
À l’instant t = 0, la concentration en CO, dans l’eau de mer est [COJ0 alors que sa solubilité est [CO2]sat (> CO,0) et la concentration de carbone inorganique dissous est CID0. Si le
CID évolue seulement par diffusion de CO, depuis l’atmosphère, l’équation de conservation
du CID dans la couche de mélange est :
®
dc°J - [C0J“)
(819)
Comme [COJ = K(2xCID - Aie)2/(Aie - CID), l’équation 8.19 n’est pas linéaire et
elle n’a pas de solution simple. Afin de bien comprendre la dynamique du système, nous la
linéarisons avec une approximation. En introduisant le facteur de Revelle (Equation 8.16),
on écrit :
.
,
,
.
([COJ-[COJ») =
(CID-CIDj
10
[COJ0
CID0
D’où on tire l’expression de CO, que l’on injecte dans l’équation 8.19 pour d’obtenir :
t = - - «- ‘W”) -t ^’CID)
<821)
Cette équation différentielle linéaire a une constante de temps :
_ %
icoj1
carb™a"
hhz ' CID°
fco 1°
Comme Ç
~ 0,1, l’équilibration des carbonates est donc environ 10 fois plus longue
que celle de l’oxygène ce qui correspond à une durée de l’ordre de 6 mois.
Perturbation de la composition isotopique
Supposons maintenant que l’on double l’abondance du UCO2 atmosphérique et que 1 on
maintienne indéfiniment cette concentration élevée dans l’atmosphère. Compte tenu de la
très faible abondance de 14C, cela ne modifie ni PCÇ)2 P j ni l’équilibre des carbonates dans
I eau de mer. On peut donc calculer l’évolution du rapport isotopique de 1 eau de mer en
utilisant l’équation 5.20 établie au chapitre 5 :
= 1 [kCeÇR-R) + s(R-R) - A x RC]
(8-22)
Dans le cas présent la concentration C est la concentration en carbone inorganique dis
sous (CID), &, = 0 (pas de mélange de masse d’eau) et s le terme source de carbone atmos
phérique. En négligeant l’effet de la désintégration (À - 0), on obtient.
= _L [s(j? - /?)]
dt
CID
'
Le flux entrant de carbone atmosphérique est :
D
s =
[COJ“*
ISz
2
(8.23)
(8.24)
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Perturbation de P équilibre des carbonates
À l’instant t = 0, la concentration en CO, dans l’eau de mer est [COJ0 alors que sa solubilité est [CO2]sat (> CO,0) et la concentration de carbone inorganique dissous est CID0. Si le
CID évolue seulement par diffusion de CO, depuis l’atmosphère, l’équation de conservation
du CID dans la couche de mélange est :
®
dc°J - [C0J“)
(819)
Comme [COJ = K(2xCID - Aie)2/(Aie - CID), l’équation 8.19 n’est pas linéaire et
elle n’a pas de solution simple. Afin de bien comprendre la dynamique du système, nous la
linéarisons avec une approximation. En introduisant le facteur de Revelle (Equation 8.16),
on écrit :
.
,
,
.
([COJ-[COJ») =
(CID-CIDj
10
[COJ0
CID0
D’où on tire l’expression de CO, que l’on injecte dans l’équation 8.19 pour d’obtenir :
t = - - «- ‘W”) -t ^’CID)
<821)
Cette équation différentielle linéaire a une constante de temps :
_ %
icoj1
carb™a"
hhz ' CID°
fco 1°
Comme Ç
~ 0,1, l’équilibration des carbonates est donc environ 10 fois plus longue
que celle de l’oxygène ce qui correspond à une durée de l’ordre de 6 mois.
Perturbation de la composition isotopique
Supposons maintenant que l’on double l’abondance du UCO2 atmosphérique et que 1 on
maintienne indéfiniment cette concentration élevée dans l’atmosphère. Compte tenu de la
très faible abondance de 14C, cela ne modifie ni PCÇ)2 P j ni l’équilibre des carbonates dans
I eau de mer. On peut donc calculer l’évolution du rapport isotopique de 1 eau de mer en
utilisant l’équation 5.20 établie au chapitre 5 :
= 1 [kCeÇR-R) + s(R-R) - A x RC]
(8-22)
Dans le cas présent la concentration C est la concentration en carbone inorganique dis
sous (CID), &, = 0 (pas de mélange de masse d’eau) et s le terme source de carbone atmos
phérique. En négligeant l’effet de la désintégration (À - 0), on obtient.
= _L [s(j? - /?)]
dt
CID
'
Le flux entrant de carbone atmosphérique est :
D
s =
[COJ“*
ISz
2
(8.23)
(8.24)