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Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : CO2 3
beaucoup moins que PCO2
eau de mer que ce soit dans le temps ou dans l’espace (figure
3). Pour comprendre les flux de CO2 entre l'océan et l'atmosphère, il faut donc avant
tout comprendre comment varie PCO2
eau de mer. La pression partielle en CO2 de l’eau
de mer est reliée à la concentration en CO2 dissous par la relation
PCO2eau de mer = CO2/α CO2
où α CO2 est la solubilité de CO2 (chapitre 1).
Figure 3 : Mesures de fCO2 sur une radiale 60°S – la Réunion.
Mesure de surface océanique (trait) et atmosphérique (rond). Durant
la saison d'été austral, les zones sub-Antarctique et partie de l'océan
austral agissent en qualité de puits de CO2 tandis que la zone
subtropicale est une source de CO2. La sous-saturation très marquée,
autour de 47°S, correspond à un bloom phytoplanctonique au nord-
est de Kerguelen.
Effet de la température
La température influe fortement sur la solubilité de CO2 qui baisse d’un facteur 2
entre 0 et 25°C. Ainsi, pour une concentration en CO2 dissous donnée, PCO2
eau de mer
double entre 0 et 25°C à cause cette baisse de solubilité (Tableau 2 du chapitre 1).
Effet du système des carbonates
Nous avons vu au chapitre I, que dans l'eau de mer, le CO2 dissous ne
représente qu'environ 1 % du carbone inorganique dissous, les espèces majoritaires
étant les ions bicarbonates (HCO3-) et carbonates (CO3
2-) qui représentent
respectivement 89% et 10% du carbone inorganique. La concentration CO2 dissous
dépendant donc de toutes les espèces intervenant dans les réactions de dissociation
du diacide:
[]
]
[]
2
3
1322 CO HHCO
KHHCOOHCO +−
+− =+⇔+ (3)
Cours M2-ICE 2007 Roy-Barman : CO2 4
]
]
[]
−
+−
+−− =+⇔
3
2
3
2
2
33 HCO
HCO
KHCOHCO (4)
K1 et K2 sont des constantes ne dépendant que de la température et de la pression.
En faisant le bilan des espèces en présence (CO2 gaz, CO2 dissous, HCO3-, CO3
2-,
H+, H2O) et des équations reliant les concentrations de ces espèces (équations 2, 3,
4 et [H2O] = constante), on constate qu'il existe 6 - 4 = 2 paramètres que l'on peut
fixer librement les autres étant alors déterminés par les relations énumérées plus
haut. Les paramètres qui nous sont familiers comme [CO2] ou [H+] ne sont pas les
plus pertinents car ils ne sont pas conservatifs au cours du mélange des masses
d'eau. On préfère donc utiliser ΣCO2 et l'alcalinité qui le sont. ΣCO2 est la
concentration totale en carbone inorganique dissous dans l'eau de mer:
ΣCO2 = CO2 + HCO3- + CO32- (5)
L'alcalinité est concentration en charges négatives susceptibles de neutraliser H+.
Elle se calcule en faisant la somme algébrique des charges d'acide et de bases
faibles pouvant neutraliser H+:
Alc = HCO3- + 2 CO32- + B(OH)4- + OH- - H+ (6)
ou bien en faisant la somme algébrique des charges portées par des acides
conjugués de bases faibles (Na+ est l'acide conjugué de la base forte NaOH) ou des
bases conjuguées d'acides fort (Cl- est la base conjuguée de l'acide fort HCl):
Alc = Na+ + K+ + 2 Ca+ … - Cl- - F- - NO3- - 2 SO42- … (7)
La neutralité électrique de l'eau implique que la charge négative donnée par
l’équation (6) s’équilibre avec la charge positive donnée par l’équation (7). En
considérant les espèces les plus abondantes dans l'eau de mer, on obtient en
première approximation:
ΣCO2 ≈ HCO3- + CO32- (8)
Alc ≈ HCO3- + 2 CO32-
d'où l'on tire
CO32- ≈ Alc - ΣCO2 (9)
HCO3- ≈ 2 ΣCO2 - Alc
Quand du CO2 atmosphérique est dissous dans l’eau de mer, il réagit avec
la base la plus forte disponible l’eau de mer. Cette base se trouve être CO3
2- . La
réaction est donc: