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GÉOCHIMIE MARINE
Entre 1984 et 2000, le Ô13C du CID a diminué de 0,45 %o suivant ainsi la baisse du Ô13C
du CO, atmosphérique (effet Suess, voir chapitre 3). Les variations du ô13C sont principalement liées aux variations du CID (mélange-consommation). Ô13C permet de faire la part
des variations du CID liées à la production-respiration de matière organique d’une part et
aux échanges avec l’atmosphère d’autre part, grâce aux différentes signatures isotopiques des
réservoirs de carbone (voir chapitre 3). Il est ainsi possible d’établir un bilan complet des flux
de carbone dans la couche de surface.
8.7. Quantification globale des échanges océan-atmosphère
Un des défis à relever pour prévoir l’évolution future du climat est d’être capable de
quantifier l’absorption du CO, atmosphérique par l’océan et de modéliser l’évolution de
ce flux dans le futur,synthèse de plusieurs millions de mesures de PC02 dans l’océan de
surface effectuées depuis les années 1980 par de nombreux groupes permet d’assez bien
.
.
•
.,
i
neau de mer
il*
r
'
D
déterminer les variations saisonnières de ïco
dans tous les bassins océaniques, tour
déterminer les flux de CO, à l’interface air-mer, il faut aussi connaître la vitesse du piston
qui dépend elle-même de la vitesse du vent (Figure 8.10). Cette dernière est obtenue avec les
modèles météorologiques nourris par les données satellites.
Toutes ces données sont combinées pour déduire le flux net annuel entre l’océan et
l’atmosphère (Figure 8.14). Le pompage du CO, atmosphérique a lieu essentiellement dans
la bande de latitude comprise entre 40 et 60° dans les deux hémisphères (Figure 8.13).
Là, les eaux chaudes se dirigeant vers les pôles convergent et se mélangent avec des eaux
Flux net de CO2 vers l'atmosphère (g de C.m 2.a ')
Figure 8.14. Flux net annuel de CO2 entre l’océan et l’atmosphère.
La résolution spatiale est de 5° x 5°. Modifié d’après Takahashi et a/., 2009.
GÉOCHIMIE MARINE
Entre 1984 et 2000, le Ô13C du CID a diminué de 0,45 %o suivant ainsi la baisse du Ô13C
du CO, atmosphérique (effet Suess, voir chapitre 3). Les variations du ô13C sont principalement liées aux variations du CID (mélange-consommation). Ô13C permet de faire la part
des variations du CID liées à la production-respiration de matière organique d’une part et
aux échanges avec l’atmosphère d’autre part, grâce aux différentes signatures isotopiques des
réservoirs de carbone (voir chapitre 3). Il est ainsi possible d’établir un bilan complet des flux
de carbone dans la couche de surface.
8.7. Quantification globale des échanges océan-atmosphère
Un des défis à relever pour prévoir l’évolution future du climat est d’être capable de
quantifier l’absorption du CO, atmosphérique par l’océan et de modéliser l’évolution de
ce flux dans le futur,synthèse de plusieurs millions de mesures de PC02 dans l’océan de
surface effectuées depuis les années 1980 par de nombreux groupes permet d’assez bien
.
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neau de mer
il*
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D
déterminer les variations saisonnières de ïco
dans tous les bassins océaniques, tour
déterminer les flux de CO, à l’interface air-mer, il faut aussi connaître la vitesse du piston
qui dépend elle-même de la vitesse du vent (Figure 8.10). Cette dernière est obtenue avec les
modèles météorologiques nourris par les données satellites.
Toutes ces données sont combinées pour déduire le flux net annuel entre l’océan et
l’atmosphère (Figure 8.14). Le pompage du CO, atmosphérique a lieu essentiellement dans
la bande de latitude comprise entre 40 et 60° dans les deux hémisphères (Figure 8.13).
Là, les eaux chaudes se dirigeant vers les pôles convergent et se mélangent avec des eaux
Flux net de CO2 vers l'atmosphère (g de C.m 2.a ')
Figure 8.14. Flux net annuel de CO2 entre l’océan et l’atmosphère.
La résolution spatiale est de 5° x 5°. Modifié d’après Takahashi et a/., 2009.