Evaluation de la pénétration du carbone anthropique en Méditerranée | Matériel et méthodes
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 L’océan opère à l’état stationnaire, c’est-à-dire que les mécanismes physiques et
biogéochimiques restent constants ;
 On considère que pendant l’ère préindustrielle le carbone préformé est resté relativement
constant dans l’espace et dans le temps.
2.2.3.4 Méthode de Gruber (ΔC*)
2.2.3.4.1 Principe
Cette méthode de back-calculation emploie un traceur semi-conservatif ΔC* qui sans l’invasion de
carbone anthropique serait constant le long d’une surface isopycnale si on considère que le
transport isopycnal prévaut sur le mélange diapycnal :
𝛥𝐶
∗ = 𝑇𝐶𝑂 2 − ⁡ 𝐶
𝑏𝑖𝑜 − 𝐶
𝑒𝑞⁡(280)
… (23) Équation 22: Calcul du traceur de Gruber
∆C* représente la différence de carbone préformé entre le moment de la formation des eaux
(C
0,t =TCO2 - C
bio
) et l’ère préindustrielle dans le cas où l’océan est en équilibre avec l’atmosphère
(C
eq(280)
). Ce traceur porte en lui deux informations : l’accumulation de carbone anthropique et le
déséquilibre air-mer de CO2 (∆C* = C
ant
+ ∆C
dis
), d’où (Fig. 14):
𝐶
𝑎𝑛𝑡 = 𝑇𝐶𝑂 2 − ⁡ 𝐶
𝑏𝑖𝑜 − 𝐶
𝑒𝑞⁡(280) − ⁡ 𝛥𝐶
𝑑𝑖𝑠
… (24) Équation 23: Calcul du carbone anthropique par la méthode de Gruber
Afin de déterminer le déséquilibre, on émet l’hypothèse selon laquelle le déséquilibre air-mer de
CO2 est stable dans le temps, mais varie dans l’espace. C’est-à-dire que ∆C
dis est considéré comme
constant le long d’une surface isopycnale, mais varie d’une masse d’eau à une autre. Pour cette
raison, ∆C
dis est calculé le long de surfaces isopycnales, ce qui permet de s’affranchir en partie du
problème de mélange des masses d’eau. Le ∆C
dis est estimé de la façon suivante :
∆C
𝑑𝑖𝑠 = 𝐶
0,𝑡 − 𝐶
𝑒𝑞(𝑡) = ∆C
∗
𝑡 … (25) Équation 24 : Calcul du déséquilibre air-mer en CO2
∆C
𝑑𝑖𝑠 = 𝑇𝐶𝑂 2 − 𝐶
𝑏𝑖𝑜 − 𝐶
𝑒𝑞(𝑡)
… (26) Équation 25: Equatio n détaillée pour le calcul du déséquilibre
C
0,t est le TCO2 préformé au moment de la formation des eaux au temps (t), déterminé par
soustraction de la contribution biologique (C
0,𝑡 = 𝑇𝐶𝑂 2 − 𝐶
𝑏𝑖𝑜 ) et C
eq(t) est le TCO2 en équilibre
avec l’atmosphère au temps (t). Ce terme peut être calculé de la même manière que C
eq(280) , en
fonction de la température, de la salinité et de l’alcalinité des eaux en surface pour une fugacité de
CO2 notée fCO2(t). Si le temps (t) est connu à partir de l’âge des masses d’eau, fCO2(t) peut être
déterminée en se basant sur des enregistrements historiques de CO2 atmosphérique.
A partir des formules (23) et (26), le C
ant pourrait être estimé en se basant directement sur le TCO2
à l’équilibre de la façon suivante:
𝐶
𝑎𝑛𝑡 = 𝐶
𝑒𝑞(𝑡) − 𝐶
𝑒𝑞(280)
… (27) Équation 26 : Formule abrégée de Gruber
Dans ce cas, C
ant
dépend seulement de la température, de la salinité et de l’alcalinité des eaux en
surface au temps (t) ainsi que de l’âge des masses d’eau déterminé en utilisant des mesures de
traceurs transitoires comme les CFCs. Néanmoins, Gruber et al. (1996) privilégie l’utilisation d’une
moyenne du déséquilibre le long de chaque surface isopycnale.