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Dynamique de l’atmosphère
Circulation atmosphérique générale
La circulation atmosphérique générale s’organise schématiquement en trois grandes cellules de convection (Figure 1.3) : la cellule de Hadley (entre l’équateur et 30° de latitude), la cellule de Ferrel (entre 30 et 60° de latitude) et la cellule polaire (entre 60° de latitude et les pôles).
Le réchauffement de l’atmosphère provoqué par l’ensoleillement intense dans la zone équatoriale est à l’origine d’une convection atmosphérique aux basses latitudes, provoquant les fortes pluviosités dans la zone de convergence intertropicale (ZCIT ou ITCZ en anglais). Cette convection est le moteur principal des alizés, vents d’Est tropicaux qui se rencontrent à l’aplomb de la zone convective équatoriale (soit à l’ITCZ, représentant l’équateur météorologique). Aux moyennes latitudes, la subsidence des masses d’air crée des ceintures de hautes pressions centrées sur 30° de latitudes Nord et Sud autour desquelles les vents à la surface du globe divergent, soit vers les basses latitudes (ceinture des alizés) soit vers les hautes latitudes (ceinture des vent d’Ouest, ou « Westerlies »). La saisonnalité de la circulation atmosphérique générale est principalement dictée par la migration latitudinale du zénith solaire, c’est-à-dire vers les latitudes des tropiques du cancer et du capricorne pour les solstices boréaux d’été et d’hiver, respectivement. Il s’ensuit une migration latitudinale saisonnière de l’ITCZ, de la ceinture des alizés et des régions anticycloniques ainsi qu’une réorganisation de la circulation atmosphérique aux hautes latitudes de l’hémisphère Nord (Figure 1.4).
La zone intertropicale et les systèmes de mousson
L’ITCZ impose par ses migrations saisonnières latitudinales les régimes de pluies aux basses latitudes (Figure 1.5). À en croire l’origine du mot « mousson », provenant du mot arabe « mausim » signifiant « saison », il sera admis par la suite et par soucis de simplification que les systèmes de mousson aux basses latitudes sont intimement liés à la variabilité saisonnière de l’ITCZ, et le terme de mousson sera utilisé pour désigner une saison humide.
La divergence des vents au sommet de la troposphère est maximale autour des régions les plus pluvieuses, ce qui indique que les ascendances d’air chaud induites par l’ITCZ sont principalement centrées sur le Pacifique Ouest équatorial, et dans une moindre mesure audessus de l’Afrique et de l’Amérique latine (Figure 1.5). La divergence des vents centrée sur le Pacifique Ouest au sommet de la troposphère, leur direction d’Ouest en Est observée dans le Pacifique central et leur convergence le long des côtes de l’Amérique du Sud (liée à la subsidence dans l’anticyclone Sud Pacifique) illustrent la boucle convective de Walker, cellule atmosphérique zonale intégrant également les alizés à la surface de l’océan, et particulièrement importante dans la variabilité El Niño/Southern Oscillation (ENSO) du Pacifique tropical (Figure 1.5, cf. § 1.2.2.).
Circulation océanique de surface et couplage atmosphère/océan
Circulation océanique de surface
D’une manière identique à la circulation atmosphérique, la circulation océanique de surface s’organise en vastes gyres autour des zones anticycloniques centrées sur 30° de latitude (Figure 1.6). Sur la bordure Ouest des bassins océaniques, les courants de surface transportent la chaleur des basses latitudes vers les pôles. Les bordures Est des bassins océaniques sont caractérisées par des upwellings côtiers où la productivité primaire est intense.
Aux basses latitudes, les courants Nord et Sud équatoriaux sont générés par les alizés et circulent d’Est en Ouest. Entre ces courants équatoriaux circulent les contre-courants équatoriaux, dont l’écoulement est étroitement lié à la dynamique de l’ITCZ et les minima d’intensité des vents d’Est qui y sont associés.
La variabilité ENSO
Dans une situation normale, les alizés poussent les eaux de surface du Pacifique tropical vers l’Ouest. Il en résulte une accumulation d’eaux chaudes dans le Pacifique Ouest équatorial générant une convection atmosphérique intense ainsi qu’un approfondissement de la thermocline dans cette zone (Figure 1.5, 1.7). La zone du Pacifique Sud-Est est marquée par une remontée de la thermocline et un upwelling côtier le long de la côte péruvienne, couplés à une subsidence atmosphérique (Figures 1.5, 1.7). Ainsi, les basses pressions à l’Ouest et les hautes pressions à l’Est engendrent une boucle convective atmosphérique zonale, nommée circulation de Walker (cf. Figure 1.5, Figure 1.7). Tous les 3 à 7 ans pour une raison encore mal comprise, les alizés faiblissent, provoquant une migration des eaux de surface initialement stockées dans la zone du Pacifique Ouest vers le Pacifique central (Rasmusson et Carpenter, 1982). Ce phénomène appelé « El Niño » a pour effet de réchauffer les eaux de surface du Pacifique central et Est équatorial, et engendre l’abaissement de la thermocline dans la zone du Pacifique Est et sa remontée dans le Pacifique Ouest (Figure 1.7). De même, les zones de convection atmosphérique se déplacent vers le centre du Pacifique (Rasmusson et Carpenter, 1982). Il en résulte un bouleversement généralisé du climat, notamment par le biais de pluies diluviennes sur les côtes péruviennes et chiliennes et de sécheresses en Indonésie. De plus, la disparition de l’upwelling péruvien prodiguant des nutriments aux eaux de surface a des conséquences désastreuses sur les pêcheries lors des années El Niño. Le retour à une situation normale peut parfois être exacerbée et donner naissance à un évènement « La Niña », phénomène antagoniste à El Niño, pendant lequel les alizés sont anormalement intenses.
Circulation thermohaline et transferts de chaleur
Le régime climatique actuel est fortement dépendant de la circulation océanique profonde, mécanisme fondamental pour la redistribution de la chaleur à la surface du globe (Figure 1.8, 1.9). Les eaux de surface de l’Atlantique acquièrent aux basses latitudes une salinité élevée par évaporation (principalement dans le golfe du Mexique où la vapeur d’eau peut être exportée vers le Pacifique via les alizés, cf. §1.4.1). Puis elles circulent jusqu’aux moyennes latitudes via le Gulf Stream, transportant une énorme quantité d’énergie (de l’ordre de 1 PW, soit 10¹⁵W ; Broecker, 1991, Figure 1.8, 1.9a). Une partie de ces eaux d’origine tropicale atteint la mer de Norvège, d’où elles plongent en profondeur après avoir cédé leur énergie calorifique à l’atmosphère pendant l’hiver (Figure 1.9b). Cette plongée d’eaux profondes permet un transfert de chaleur des basses vers les hautes latitudes, et de cette manière l’Europe du Nord bénéficie d’un climat tempéré grâce à l’influence de la circulation océanique de surface (Figure 1.9). Parce qu’elle est régie par la densité des eaux de surface (c.à.d. température et salinité), la formation d’eaux profondes et leur circulation en profondeur est appelée « circulation thermohaline ».
La plongée vers les abysses des eaux profondes Nord Atlantique (NADW en anglais) est compensée dans l’océan global par une remontée des eaux profondes vers la surface. La circulation thermohaline peut être schématisée par un tapis roulant, les eaux de surface circulant vers l’Atlantique Nord et les eaux profondes vers le Pacifique Nord (Figure 1.10).
Dans le détail, la circulation thermohaline se subdivise en différentes masses d’eaux plongeant vers les profondeurs principalement aux hautes latitudes. Ces masses d’eaux peuvent être suivies par des traceurs conservatifs ou semi-conservatifs (qui n’évoluent pas ou peu lors de leur transport, sinon par mélange). Par exemple, salinité est un traceur conservatif car elle n’évolue que par le mélange des masses d’eaux profondes entre elles, elle est donc un outil puissant pour illustrer l’extension des masses d’eaux dans l’espace (Emery, 2001), alors que la teneur en phosphates est liée à l’âge des masses d’eaux : lorsque les NADW (initialement pauvres en phosphates) se répandent dans l’océan global, la reminéralisation dans la colonne d’eau de la matière organique synthétisée en surface enrichit les masses d’eaux plus âgées en phosphates (Broecker et Peng, 1982 ; Kroopnick, 1985). La Figure 1.11 illustre comment s’organise la circulation océanique à l’échelle globale, en étudiant des transects de salinités et de phosphates à travers l’Atlantique et dans le Pacifique. Lorsque les NADW (caractérisées par des salinités élevées et des teneurs en phosphates faibles, c.à.d. ~34,9 et 1µmol/L, respectivement) sont exportées de l’Atlantique Nord vers l’Atlantique Sud, elles se mélangent dans le courant Antarctique circumpolaire (CCP) où elles perdent leur spécificité (Figure 1.11a, c). Vers 60°S, une partie des NADW remonte à la surface au droit de la zone de divergence Antarctique (Figure 1.11a, c, d, f). Une partie des NADW est emportée par le CCP (Figure 1.11a, c). Le CCP brasse les eaux de tous les océans et les redistribue par l’intermédiaire de la formation des eaux de fond antarctique (AABW en anglais salinités de 34,7 et concentrations en phosphates de 2µmol/L) et des eaux intermédiaires Antarctiques (AAIW en anglais, salinités de 34,2 et concentrations en phosphates de 2µmol/L) (Figure 1.11 a, c, d, f). La partie des eaux de surface de l’océan Austral advectée vers le Nord plonge en profondeur entre le front polaire et la convergence subantarctique pour former les AAIW, atteignant des profondeurs d’environ 1000m. Ainsi, on retrouve les AAIW (repérables par leur minimum de salinité de 34,2 à 34,3) dans tous les océans (Figure 1.11c, f). Les eaux de surface du Pacifique Nord n’étant pas assez salées pour engendrer la formation d’eaux profondes, la circulation du Pacifique profond est très différente de celle de l’Atlantique. Seule la formation d’eaux intermédiaires Nord Pacifique (NPIW en anglais, salinités inférieures à 34 et concentrations en phosphates supérieures à 2µmol/L) ventile efficacement le Pacifique Nord jusqu’à des profondeurs ne dépassant pas les 500m (Talley, 1993, Figure 1.11d, f). Il en résulte que la ventilation du Pacifique se fait principalement par le Sud, à savoir par les AAIW et les AABW (Mantyla, 1975 ; Talley, 1999) (Figure 1.11d, f).
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Table des matières
CHAPITRE 1 INTRODUCTION GÉNÉRALE
1. Climatologie et océanographie actuelles
1.1. Dynamique de l’atmosphère
1.1.1. Circulation atmosphérique générale
1.1.2. La zone intertropicale et les systèmes de mousson
1.2. Circulation océanique de surface et couplage atmosphère/océan
1.2.1. Circulation océanique de surface
1.2.2. La variabilité ENSO
1.3. Circulation thermohaline et transferts de chaleur
1.4. La zone d’étude : le Pacifique Est équatorial et subtropical
1.4.1. Climatologie et hydrologie de surface
1.4.1.1. Site de la carotte MD02-2529 : le Pacifique Est équatorial
1.4.1.2. Site de la carotte MD02-2508 : la pointe de basse Californie
1.4.1.3. Productivité dans la zone du Pacifique Nord-Est
1.4.1.4. Impact de la variabilité ENSO sur l’hydrologie de surface du Pacifique Est-équatorial
1.4.2. Hydrologie des eaux intermédiaires
2. Méthodologie
2.1. Les isotopes stables des carbonates
2.1.1. Les foraminifères analysés au cours de la thèse
2.1.2. Utilisation du δ18O des foraminifères
2.1.3. Utilisation du δ13C des foraminifères
2.1.4. Mesures en spectrométrie de masse (IR-MS)
2.2. Le rapport Mg/Ca mesuré sur G. ruber
2.2.1. Nettoyages des foraminifères
2.2.2. Mesures en spectrométrie d’émission atomique
2.3. Géochimie organique
2.3.1. Teneur en carbone organique et en carbonates des sédiments
2.3.2. Utilisation de l’index d’insaturation des C37 alcénones comme paléothermomètre
2.4. Mise en âge des carottes MD02-2529 et MD02-2508
2.4.1. Carotte MD02-2529
2.4.2. Carotte MD02-2508
3. La variabilité climatique passée
3.1. Les forçages du climat à l’échelle des cycles glaciaires/interglaciaires
3.2. La théorie de Milankovitch
3.2.1. Variations de l’excentricité
3.2.2. Variations de l’obliquité
3.2.3. La précession des équinoxes
3.3. La variabilité climatique de la dernière période glaciaire (0-90 ky BP)
3.3.1. Variabilité climatique des hautes latitudes
3.3.2. Variabilité climatique rapide des moyennes et basses latitudes
3.3.3. Variabilité hydrologique rapide des eaux intermédaires
3.3.4. Variations du niveau marin
CHAPITRE 2 VARIABILITÉ TEMPORELLE DE L’HYDROLOGIE DES EAUX DE SURFACE DU BASSIN DE PANAMA
1. Reconstitution des paramètres hydrologiques des eaux de surface dans le bassin de Panama : Résultats
1.1. Variations temporelles des températures des eaux de surface
1.1.1. Le rapport Mg/Ca de l’espèce G. ruber
1.1.2. L’index d’insaturation des alcénones et estimation des températures des eaux de surface
1.2. Enregistrement des isotopes stables des foraminifères planctoniques
1.2.1. Mesures des isotopes stables de l’espèce G. ruber
1.2.2. Mesures des isotopes stables de l’espèce N. dutertrei
1.2.3. Estimation du δ18O des eaux de surface et variations des salinités régionales
2. Dynamique climatique des basses latitudes : Discussion
2.1. Variations temporelles du δ18O de l’eau et implications pour la variabilité climatique rapide pendant le MIS3 (Article#1)
2.2. Dynamique atmosphérique du Pacifique équatorial : ITCZ ou ENSO? (Article#2)
2.3. Variabilité des températures de surface
CHAPITRE 3 VARIATIONS TEMPORELLES DE L’HYDROLOGIE DU PACIFIQUE EST AUX PROFONDEURS INTERMEDIAIRES, IMPLICATIONS POUR LA DYNAMIQUE DES OMZ
1. Enregistrement des isotopes stables des foraminifères benthiques et des indicateurs de paléoproductivité : Résultats
1.1. Mesures des isotopes stables de l’espèce C. wuellerstorfi dans la carotte MD02-2529
1.2. Mesures des isotopes stables de l’espèce U. peregrina
1.2.1. Résultats de la carotte MD02-2529
1.2.2. Résultats de la carotte MD02-2508
1.3. Flux de matière organique au sédiment
1.3.1. Résultats de la carotte MD02-2529
1.3.2. Résultats de la carotte MD02-2508
2. Variabilité hydrologique des eaux intermédiaires dans la zone du Pacifique Est
2.1. Interprétation des signatures isotopiques des foraminifères benthiques dans les OMZ (Article#3)
2.2. Modes de circulation des masses d’eau du Pacifique Est en relation avec la variabilité climatique rapide de la dernière période glaciaire
2.2.1. Ventilation du Pacifique intermédiaire et profond déduite des enregistrements δ13C des foraminifères épibenthiques
2.2.2. Modes de ventilation à l’intérieur et aux alentours des OMZ
CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES
RÉFÉRENCES
ANNEXES
