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GÉOCHIMIE MARINE
10.6. La remontée des eaux profondes
La vitesse moyenne de remontée des eaux profondes peut être calculée à partir du
modèle de l4C. En considérant que les zones de formation d’eaux profondes sont restreintes
(mers de Norvège, du Groenland, du Labrador dans l’hémisphère nord et mer deWeddell et
de Ross dans l’hémisphère sud) et en supposant que ces eaux retournent en surface de façon
diffuse sur toute la surface de l’océan (S = 3,6 x 1014 m2), on calcule une vitesse moyenne de
remontée : w = Fl S~ 3 m.a-1. Cette vitesse est faible et elle ne peut pas être déterminée par
des mesures physiques directes. À titre de comparaison, l’évaporation moyenne à la surface
de l’océan est de 1 m.a'.
Dans les faits, la remontée n’est pas uniforme dans l’océan. La vitesse locale de remontée
peut être estimée à partir d’un modèle d’advection-diffusion 1D calibré par un profil vertical
de 14C, mais cela ne tient pas compte du vieillissement horizontal. 228Ra, qui est produit dans
les sédiments et qui diffuse dans les eaux profondes a été utilisé pour quantifier la turbulence
au fond de l’océan. Cependant, malgré sa courte demi-vie, il y a une ambiguïté entre la
diffusion verticale depuis le sédiment et le transport latéral depuis le talus continental dans
Figure 10.18. Distribution de K: dans le passage
de Drake.
La topographie et le courant intense entraînent un
mélangé intense au fond et sur le talus antarctique.
Modifié d’après Naveira Garabato. 2004.
les sédiments duquel son isotope père (232Th) est
fortement enrichi. Beaucoup d’espoirs sont mis
dans 227Ac, car son père (231Pa) ne s’accumule que
dans les sédiments profonds (Exercice d’approfondissement 6). Malheureusement, son analyse est
très difficile. Les injections de traceurs artificiels
montrent que le mélange vertical augmente fortement au voisinage des reliefs sous-marins à cause
des perturbations qu’ils induisent sur l’écoulement
des courants et des ondes internes, notamment les
ondes de marées (voir exercice d’approfondissement 4). L’interaction entre les ondes de marées
et les reliefs sous-marins jouerait un rôle majeur
dans le mélange vertical (et donc la remontée) des
eaux profondes. Enfin, des méthodes combinant
la mesure du gradient de densité (voir chapitre 6)
et la vitesse des courants qui perturbent le milieu
permettent d’évaluer K. On a ainsi mis en évidence l’importance du mélange vertical dans le
passage de Drake, où le coefficient de diffusion
verticale peut être de un à trois ordres de grandeur
supérieur à la valeur moyenne de l’océan profond
(Figure 10.18).
GÉOCHIMIE MARINE
10.6. La remontée des eaux profondes
La vitesse moyenne de remontée des eaux profondes peut être calculée à partir du
modèle de l4C. En considérant que les zones de formation d’eaux profondes sont restreintes
(mers de Norvège, du Groenland, du Labrador dans l’hémisphère nord et mer deWeddell et
de Ross dans l’hémisphère sud) et en supposant que ces eaux retournent en surface de façon
diffuse sur toute la surface de l’océan (S = 3,6 x 1014 m2), on calcule une vitesse moyenne de
remontée : w = Fl S~ 3 m.a-1. Cette vitesse est faible et elle ne peut pas être déterminée par
des mesures physiques directes. À titre de comparaison, l’évaporation moyenne à la surface
de l’océan est de 1 m.a'.
Dans les faits, la remontée n’est pas uniforme dans l’océan. La vitesse locale de remontée
peut être estimée à partir d’un modèle d’advection-diffusion 1D calibré par un profil vertical
de 14C, mais cela ne tient pas compte du vieillissement horizontal. 228Ra, qui est produit dans
les sédiments et qui diffuse dans les eaux profondes a été utilisé pour quantifier la turbulence
au fond de l’océan. Cependant, malgré sa courte demi-vie, il y a une ambiguïté entre la
diffusion verticale depuis le sédiment et le transport latéral depuis le talus continental dans
Figure 10.18. Distribution de K: dans le passage
de Drake.
La topographie et le courant intense entraînent un
mélangé intense au fond et sur le talus antarctique.
Modifié d’après Naveira Garabato. 2004.
les sédiments duquel son isotope père (232Th) est
fortement enrichi. Beaucoup d’espoirs sont mis
dans 227Ac, car son père (231Pa) ne s’accumule que
dans les sédiments profonds (Exercice d’approfondissement 6). Malheureusement, son analyse est
très difficile. Les injections de traceurs artificiels
montrent que le mélange vertical augmente fortement au voisinage des reliefs sous-marins à cause
des perturbations qu’ils induisent sur l’écoulement
des courants et des ondes internes, notamment les
ondes de marées (voir exercice d’approfondissement 4). L’interaction entre les ondes de marées
et les reliefs sous-marins jouerait un rôle majeur
dans le mélange vertical (et donc la remontée) des
eaux profondes. Enfin, des méthodes combinant
la mesure du gradient de densité (voir chapitre 6)
et la vitesse des courants qui perturbent le milieu
permettent d’évaluer K. On a ainsi mis en évidence l’importance du mélange vertical dans le
passage de Drake, où le coefficient de diffusion
verticale peut être de un à trois ordres de grandeur
supérieur à la valeur moyenne de l’océan profond
(Figure 10.18).