LA CIRCULATION THERMOHALINE
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bassin. Arrivées dans le nord du Pacifique qui constitue un cul de sac, les eaux profondes
remontent lentement vers la surface. Les eaux les plus vieilles du monde se trouvent au nord
du Pacifique vers 2200 m de profondeur : leur A14C = -240 %o donne un âge réservoir (voir
chapitre 5) de 2 250 ans. Attention : cet âge réservoir est supérieur au temps de résidence de
l’eau profonde (voir exercice d’application ci-dessous).
Exercice d’application : la vitesse de circulation des eaux profondes
On peut utiliser l’évolution du A14C des eaux profondes pour déterminer leur vitesse de circulation (Figure 10.5). L’océan profond a un volume V= 3 x 1018m3 et il est ventilé par un
flux d’eau F que l’on cherche à déterminer. L’océan profond est alimenté en carbone inorganique dissous (CID) par plongée d’eau de surface (CIDs= 2000 pM) et par la reminéralisation
du carbone organique. Ces deux sources de carbone sont caractérisées par un rapport isotopique identique Re = R = 0,93. L’eau profonde est isolée de l’atmosphère durant un temps
t = VIF = 1/Æc. Elle est caractérisée par une concentration CIDp= 2 300 pM et un rapport
7?p - 0,83. Le CID profond quitte l’océan profond par la remontée de l’eau vers la surface :
il n’y a pas de terme puits (&p - 0) car dans l’océan profond, il n’y a pas de photosynthèse.
La perte de carbone particulaire par sédimentation ne rentre pas en ligne de compte car on
considère ici uniquement le bilan du CID.
Figure 10.5. Évaluation de la vitesse de circulation des eaux profondes
à partir des isotopes de carbone.
D’après Broecker et Peng, 1982.
Réponse :
À partir des équations 5.19 et 5.21a vues au chapitre 5 (voir aussi la figure 10.5), on obtient
Â
(10.1 a et b)
V" (Cc-Q
R
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bassin. Arrivées dans le nord du Pacifique qui constitue un cul de sac, les eaux profondes
remontent lentement vers la surface. Les eaux les plus vieilles du monde se trouvent au nord
du Pacifique vers 2200 m de profondeur : leur A14C = -240 %o donne un âge réservoir (voir
chapitre 5) de 2 250 ans. Attention : cet âge réservoir est supérieur au temps de résidence de
l’eau profonde (voir exercice d’application ci-dessous).
Exercice d’application : la vitesse de circulation des eaux profondes
On peut utiliser l’évolution du A14C des eaux profondes pour déterminer leur vitesse de circulation (Figure 10.5). L’océan profond a un volume V= 3 x 1018m3 et il est ventilé par un
flux d’eau F que l’on cherche à déterminer. L’océan profond est alimenté en carbone inorganique dissous (CID) par plongée d’eau de surface (CIDs= 2000 pM) et par la reminéralisation
du carbone organique. Ces deux sources de carbone sont caractérisées par un rapport isotopique identique Re = R = 0,93. L’eau profonde est isolée de l’atmosphère durant un temps
t = VIF = 1/Æc. Elle est caractérisée par une concentration CIDp= 2 300 pM et un rapport
7?p - 0,83. Le CID profond quitte l’océan profond par la remontée de l’eau vers la surface :
il n’y a pas de terme puits (&p - 0) car dans l’océan profond, il n’y a pas de photosynthèse.
La perte de carbone particulaire par sédimentation ne rentre pas en ligne de compte car on
considère ici uniquement le bilan du CID.
Figure 10.5. Évaluation de la vitesse de circulation des eaux profondes
à partir des isotopes de carbone.
D’après Broecker et Peng, 1982.
Réponse :
À partir des équations 5.19 et 5.21a vues au chapitre 5 (voir aussi la figure 10.5), on obtient
Â
(10.1 a et b)
V" (Cc-Q
R