33
∆TA = AT – AT°
(38)
∆O2 = O2° – O2
(39)
Détermination du CID à l’équilibre (C
éq(280) ) :
Le CID à l’équilibre, C
éq(280) , a été déterminé en fonction de la température, de la salinité et de
l’alcalinité, pour une pCO 2 de l’eau de mer de 280 µatm à l’aide des constantes K 1 , K 2 , de
Mehrbach, (1973) révisés par Dickson et Millero, (1995) ( in Zeebe and Wolf-Gladrow, 2001).
Détermination de l’oxygène et de l’alcalinité préformés (O 2 ° et AT°)
L’estimation de l’alcalinité préformée et de l’oxygène préformée obéit à la même procédure
que pour la méthode TrOCA en utilisant pour AT° l’équation 34 et pour O2° l’oxygène à
saturation. Par suite :
∆O2 = O2° - O2 mesuré = UAO
(40)
où O 2 ° = Oxygène à saturation déterminée par la formule de la solubilité de l’oxygène (Oudot,
1990) (annexe 3)
UAO est l’utilisation apparente de l’oxygène
Le terme du déséquilibre ∆C
dés :
Le carbone anthropique est calculé en corrigeant C
éq(280) par le déséquilibre air-mer de CO 2
(∆C
dés
). Ce déséquilibre est expliqué par le fait que les masses d’eaux n’ayant pas le même âge,
n’ont pas été à l’équilibre avec l’air préindustriel forcément mais avec un air plus récent
lorsqu’elles ont plongé.
C ant = CID – C bio – C éq(280) - ∆C dés
(41)
On fait ici l’hypothèse que le déséquilibre air-mer est constant le long d’une isopycne mais
change d’une masse d’eau à l’autre, c’est pour cette raison que ΔC
dés est calculé le long d’une
surface isopycnale (ou au sein d’une même masse d’eau) de la façon suivante :
∆C dés = CID- C bio – C eq(t)
(42)
Détermination du terme d’équilibre au temps t, C
eq(t) :
Pour les eaux peu profondes, où toutes les eaux ont été contaminées par le CO 2 anthropique, le
terme du déséquilibre est calculé en utilisant l’âge des eaux, si l’âge de la masse d’eau est connu,
la concentration de carbone à l’équilibre avec le CO 2 atmosphérique au temps où la parcelle