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GÉOCHIMIE MARINE
Figure 8.16. Variation du A14C dans
les eaux de surface du Pacifique
en fonction de la latitude dans les
années 1970 et les années 1990.
Modifié d’aprè Key et al., 1996.
nous avons vu au chapitre 6 que le coefficient de diffusion verticale dans la thermocline n’est
que de l’ordre de 0,17 cnr.s’1, ce qui permet une diffusion sur ~300 m en 20 ans. Cette différence s’explique par les mouvements horizontaux de l’eau comme le montre la répartition
méridionale du A14C dans l’océan de surface (Figure 8.16).
Le signal anthropique est plus ou moins visible dans les eaux de surface selon la latitude.
Dans les années 1970, les mesures faites dans le Pacifique montrent des A14C d’environ
-170 %o dans les gyres subtropicaux, alors qu’ils ne sont que de -100 %o à l’équateur et de
-70 %o au sud de 60° Sud. Ces variations reflètent des caractéristiques importantes de la
circulation océanique. L’empilement et l’enfoncement des eaux de surface dans les gyres
subtropicaux favorisent la propagation du 14C anthropique en profondeur. Au contraire, à
l’équateur, la remontée en surface d’eau profonde et riche en CID « âgé » dilue la signature anthropique. Cet effet de mélange est encore plus visible dans le sud du Pacifique où
1 importance du mélange vertical est telle que la perturbation anthropique n’est pas visible.
Des mesures effectuées dans les années 1990 montrent que les variations visibles dans les
années 1970 ont été partiellement gommées. La diminution du A14C des gyres subtropicaux
s explique par une diminution de l’apport atmosphérique et la dilution du signal anthropique
dans du carbone • âgé » provenant des eaux profondes. Curieusement, il y a une augmentation du A C à 1 équateur : cela est dû au transport latéral d’eau qui était dans la thermocline
au nixeau des gyres subtropicaux dans les années 1970 et qui se retrouve à l’équateur dans
les années 1990. On obtient donc une structure en pelure d’oignon dans laquelle le carbone
est transporte le long de surfaces de densité constante (isopycnes) qui sont en contact avec
l’atmosphère à environ 40° de latitude N et S (Figure 8.17 ; Chapitre 1). Ces isopycnes s’enfoncent sous les gyres subtropicaux puis elles remontent vers la surface à l’équateur. Cette
structure est parfaitement visible sur les sections présentées sur la figure 10.1 du chapitre 10.
Le A ‘C et le ÔUC permettent donc de quantifier les flux de CO, pompés par l’océan.
Illustrons cela à partir de l’exemple du ÔnC.
GÉOCHIMIE MARINE
Figure 8.16. Variation du A14C dans
les eaux de surface du Pacifique
en fonction de la latitude dans les
années 1970 et les années 1990.
Modifié d’aprè Key et al., 1996.
nous avons vu au chapitre 6 que le coefficient de diffusion verticale dans la thermocline n’est
que de l’ordre de 0,17 cnr.s’1, ce qui permet une diffusion sur ~300 m en 20 ans. Cette différence s’explique par les mouvements horizontaux de l’eau comme le montre la répartition
méridionale du A14C dans l’océan de surface (Figure 8.16).
Le signal anthropique est plus ou moins visible dans les eaux de surface selon la latitude.
Dans les années 1970, les mesures faites dans le Pacifique montrent des A14C d’environ
-170 %o dans les gyres subtropicaux, alors qu’ils ne sont que de -100 %o à l’équateur et de
-70 %o au sud de 60° Sud. Ces variations reflètent des caractéristiques importantes de la
circulation océanique. L’empilement et l’enfoncement des eaux de surface dans les gyres
subtropicaux favorisent la propagation du 14C anthropique en profondeur. Au contraire, à
l’équateur, la remontée en surface d’eau profonde et riche en CID « âgé » dilue la signature anthropique. Cet effet de mélange est encore plus visible dans le sud du Pacifique où
1 importance du mélange vertical est telle que la perturbation anthropique n’est pas visible.
Des mesures effectuées dans les années 1990 montrent que les variations visibles dans les
années 1970 ont été partiellement gommées. La diminution du A14C des gyres subtropicaux
s explique par une diminution de l’apport atmosphérique et la dilution du signal anthropique
dans du carbone • âgé » provenant des eaux profondes. Curieusement, il y a une augmentation du A C à 1 équateur : cela est dû au transport latéral d’eau qui était dans la thermocline
au nixeau des gyres subtropicaux dans les années 1970 et qui se retrouve à l’équateur dans
les années 1990. On obtient donc une structure en pelure d’oignon dans laquelle le carbone
est transporte le long de surfaces de densité constante (isopycnes) qui sont en contact avec
l’atmosphère à environ 40° de latitude N et S (Figure 8.17 ; Chapitre 1). Ces isopycnes s’enfoncent sous les gyres subtropicaux puis elles remontent vers la surface à l’équateur. Cette
structure est parfaitement visible sur les sections présentées sur la figure 10.1 du chapitre 10.
Le A ‘C et le ÔUC permettent donc de quantifier les flux de CO, pompés par l’océan.
Illustrons cela à partir de l’exemple du ÔnC.