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GÉOCHIMIE MARINE
C (t) - C(O)
C(oo)-C(0)
Figure 8.12. Retour à l’équilibre
après une perturbation de l’équilibre
océan-atmosphère pour une couche
mélangée de 100 m d’épaisseur.
En combinant 8.23 et 8.24, on obtient :
dr
% tW
Az
CID
J
(8.25)
La constante de temps caractéristique du 14C est donc kïA ~ ^carbontatc/
c’est-à-dire
qu’elle est 10 fois plus faible que la constante de temps caractéristique l’équilibration chimique des carbonates. Il faut donc de l’ordre de 5 ans pour atteindre l’équilibre isotopique.
Pourquoi ces trois perturbations ont-elles des temps de relaxation différents
(Figure 8.12) ?
- Dans le cas de O, qui est le gaz type, le flux net d’O, doit compenser exactement le déficit
initial d’O, dans la couche de mélange.
- L’équilibre de CO, est atteint plus lentement, car le flux de CO, doit compenser le déficit
initial en CO, dans la couche de mélange et le CO, qui est neutralisé par les ions CO,2
et qui représente environ Ç -1 (« 9) fois le déficit initial de CO,. Au total, l’équilibre est
rétabli quand une quantité équivalente à 10 fois le déficit initial a pénétré dans l’eau de
mer. Il faut donc 10 fois plus de temps pour atteindre l’équilibre océan-atmosphère que
pour O,.
- 1 «CO2, étant un isotope mineur, un changement de la pression partielle de 14CO2 ne
déplace pas 1 équilibre chimique des carbonates et n’entraîne donc pas de flux net
de CO2. Par contre, tant que ^hC02 <
, il y a un flux net de 14CO2 depuis
1 atmosphère vers 1 océan. L’équilibre isotopique est atteint quand le rapport 14C/I2C
du carbone inorganique dissous (14CO2mais aussi H14CO, et 14CO2 ) est identique à
celui de 1 atmosphère (on néglige les fractionnements isotopiques). Le flux net de l4CO2
depuis l’atmosphère vers l’océan doit compenser le déficit initial de 14CO,dans la couche
de mélange et le déficit en HllCO, et 14CO2. L’équilibre isotopique est rétabli quand
une quantité équivalente à 100 fois le déficit initial a pénétré dans l’eau de mer. Il faut
donc 100 lois plus de temps pour atteindre l’équilibre océan-atmosphère que pour O, et
10 fois plus que pour CO,.
GÉOCHIMIE MARINE
C (t) - C(O)
C(oo)-C(0)
Figure 8.12. Retour à l’équilibre
après une perturbation de l’équilibre
océan-atmosphère pour une couche
mélangée de 100 m d’épaisseur.
En combinant 8.23 et 8.24, on obtient :
dr
% tW
Az
CID
J
(8.25)
La constante de temps caractéristique du 14C est donc kïA ~ ^carbontatc/
c’est-à-dire
qu’elle est 10 fois plus faible que la constante de temps caractéristique l’équilibration chimique des carbonates. Il faut donc de l’ordre de 5 ans pour atteindre l’équilibre isotopique.
Pourquoi ces trois perturbations ont-elles des temps de relaxation différents
(Figure 8.12) ?
- Dans le cas de O, qui est le gaz type, le flux net d’O, doit compenser exactement le déficit
initial d’O, dans la couche de mélange.
- L’équilibre de CO, est atteint plus lentement, car le flux de CO, doit compenser le déficit
initial en CO, dans la couche de mélange et le CO, qui est neutralisé par les ions CO,2
et qui représente environ Ç -1 (« 9) fois le déficit initial de CO,. Au total, l’équilibre est
rétabli quand une quantité équivalente à 10 fois le déficit initial a pénétré dans l’eau de
mer. Il faut donc 10 fois plus de temps pour atteindre l’équilibre océan-atmosphère que
pour O,.
- 1 «CO2, étant un isotope mineur, un changement de la pression partielle de 14CO2 ne
déplace pas 1 équilibre chimique des carbonates et n’entraîne donc pas de flux net
de CO2. Par contre, tant que ^hC02 <
, il y a un flux net de 14CO2 depuis
1 atmosphère vers 1 océan. L’équilibre isotopique est atteint quand le rapport 14C/I2C
du carbone inorganique dissous (14CO2mais aussi H14CO, et 14CO2 ) est identique à
celui de 1 atmosphère (on néglige les fractionnements isotopiques). Le flux net de l4CO2
depuis l’atmosphère vers l’océan doit compenser le déficit initial de 14CO,dans la couche
de mélange et le déficit en HllCO, et 14CO2. L’équilibre isotopique est rétabli quand
une quantité équivalente à 100 fois le déficit initial a pénétré dans l’eau de mer. Il faut
donc 100 lois plus de temps pour atteindre l’équilibre océan-atmosphère que pour O, et
10 fois plus que pour CO,.