Soutenance mémoire
La composition chimique de l’atmosphère en ses constituants majeurs est très stable. Mais il est apparu depuis le développement industriel que certains constituants chimiques en très faible teneur dans l’atmosphère, de l’ordre de la partie par millions (ppm), ont connu une variation sans précédent. Parmi eux, ceux qui ont la capacité de retenir les radiations réémises par la terre, dans le domaine de l’infrarouge, sont mis en cause. Leurs propriétés radiatives leur confèrent le nom de gaz à effet de serre. Le dioxyde de carbone (CO2), en raison de son abondance prépondérante dans l’atmosphère, comparé à ses homologues (le méthane, l’ozone, le protoxyde d’azote, les chlorofluorocarbones, vapeur d’eau), est l’un des principaux gaz à effet de serre.
Les variations du dioxyde de carbone dans l’air de 1958 à 2007 ont été mesurées directement dans l’atmosphère, dans l’archipel d’Hawaï, aux Etats Unis. Elles ont mis en évidence un accroissement continu et rapide de la teneur dans l’air du CO2 (Keeling and Whorf, 2005). Le niveau de CO2 dans l’air n’était que de 280 ppm au début de la révolution industrielle (au milieu du 18ème siècle, vers 1750). Les données fournies par les archives glaciaires sur l’histoire du climat des 800000 dernières années ont permis de se rendre compte que le taux d’accroissement rapide de la teneur en CO2 atmosphérique depuis la révolution industrielle, est sans précédent (Jouzel et al, 2007). Les reconstructions précises des concentrations de CO2 atmosphérique, à partir de la préservation des bulles d’air dans les carottes de glace réalisées au Dôme C (Antarctique), ont montré que le CO2 atmosphérique a varié périodiquement au cours des 400000 dernières années, en fonction respectivement des cycles glaciaires et interglaciaires, entre 180 ppm et 280 ppm. Tous les 100 000 ans environ, un accroissement de 100 ppm de CO2 atmosphérique était observé.
CONTEXTE GENERAL DE L’ETUDE
La zone d’étude couvre le domaine océanique situé à l’Est de l’Atlantique tropical entre les bandes longitudinale 10°W-10°E et méridienne 10°N-10°S . Le Golfe de Guinée est une région importante car elle est une source majeure de chaleur du climat de la terre et joue un rôle dans la dynamique du système climatique au travers de la mousson ouest africaine (Redelsperger et al, 2001 ; Janicot et al, 2001). Les différentes conditions météorologiques, hydrologiques et biogéochimiques de l’Atlantique tropical Est sont développées dans ce chapitre pour mieux appréhender le contexte général de notre étude.
Caractéristiques météorologiques et hydrologiques du Golfe de Guinée
Conditions météorologiques
Les conditions météorologiques dans l’Atlantique tropical Est sont largement dominées par la circulation atmosphérique des régions équatoriales avec quelques variantes dues aux caractéristiques particulières de la zone. Les régions équatoriales reçoivent le maximum de rayonnement solaire. Cela favorise l’existence d’une zone de basses pressions vers laquelle affluent les masses d’air des basses couches atmosphériques au niveau de l’équateur météorologique. Ces masses d’air s’élèvent vers le sommet de la troposphère, et circulent méridionalement vers le nord et vers le sud, avant de redescendre au niveau des anticyclones des Açores dans l’hémisphère nord et l’anticyclone de Saint Hélène dans l’hémisphère sud : ce sont les cellules de Hadley. L’air chaud et humide dans son mouvement ascendant au niveau de l’équateur météorologique libère de l’énergie et génère de fortes précipitations par suite de l’importante activité convective atmosphérique. Sur le plan horizontal les vents du sud –est de l’hémisphère sud et du nord –est dans l’hémisphère nord (les alizés) générés par les deux anticyclones des moyennes latitudes convergent dans une zone appelée Zone de Convergence InterTropicale (ITCZ) ; les vents y sont faibles et les grains violents : c’est le fameux « pot au noir » tant redouté par les navigateurs. A la surface de la mer, la température y est maximale.
Cette circulation atmosphérique des régions tropicales présente une forte modulation saisonnière. L’alternance des saisons s’y manifeste par le parcours méridien de l’ITCZ et donc par le déplacement des zones de précipitations. Ainsi, dans les parties centrale et occidentale du bassin équatorial, les alizés de sud –est sont les plus intenses quand l’ITCZ est à sa position la plus septentrionale en juillet (10°N à l’ouest du bassin, 15°N à l’est), conjointement au déplacement vers le nord des anticyclones subtropicaux (Peterson et Stramma, 1991). Inversement, les alizés sont les plus faibles à l’équateur en janvier quand l’ITCZ est dans sa position la plus proche de l’équateur (0°N à l’ouest et 5°N à l’est).
A basse altitude, en hiver boréal, la dépression thermique au sud du Sahara est très marquée. Elle engendre conjointement aux anticyclones des Açores et de St Hélène un fort flux du nord/ nord –est sur le continent africain : le flux d’Harmattan. Au printemps boréal, la dépression saharienne amorce sa remontée vers le nord. Les anticyclones se renforcent graduellement entre le printemps et l’été, ce qui a pour conséquence la mise en place du régime de mousson par le développement de flux du sud/ sud –ouest sur le Golfe de Guinée. Vers l’automne, la dépression saharienne redescend assez brutalement et la mousson africaine touche à sa fin. La circulation de la mousson est modulée à la fois par la convection humide de l’ITCZ et par la convection sèche sur la zone saharienne. Dans l’Est du Golfe de Guinée, les alizés changent donc saisonnièrement de direction en été boréal pendant la mousson. Cette modification de flux est principalement liée aux contrastes thermiques existant entre le continent africain et les océans Atlantique et Indien et aux basses pressions régnant sur le continent africain. Elle est aussi conditionnée par une humidité relative conséquente qui renforce le gradient de pression terre –mer par dégagement de la chaleur latente. Ces régimes de vents conditionnent fortement la dynamique et la thermodynamique de la couche de surface de l’océan (Peter, 2007).
Caractéristiques hydrologiques
Circulation océanique de surface et de subsurface
Le système de courants marins au niveau de l’équateur est composé d’un ensemble de courants zonaux en surface et en subsurface . Les courants sont nommés d’après les acronymes en français couramment utilisés. Par contre les masses d’eau sont nommées selon leurs acronymes en anglais car leurs équivalents en français sont rarement utilisés.
Le courant principal de surface dans l’Est de l’Atlantique tropical est le Courant Equatorial Sud (CES). Il est orienté d’est en ouest et s’étend de la surface à 100 m de profondeur environ. On le trouve entre 4°N et 15°–25°S selon la longitude et la période de l’année. Il alimente au large du Brésil deux principaux courants: le Courant du Brésil (CB) orienté vers le sud et le Courant Nord Brésilien (CNB) vers le nord. En été et automne boréal, une partie du CNB subit une rétroflexion le long des côtes de l’Amérique du sud entre 6° N et 8° N (Wilson et al, 1994) et crée ainsi le Contre Courant Equatorial Nord (CCEN) dirigé vers l’est. Dans l’Est de l’Atlantique tropical, le CCEN se prolonge en partie sous la forme du Courant de Guinée (CG). Ce dernier est très variable en intensité et en épaisseur selon les saisons. De juillet à mars, le CG est relativement faible et assez irrégulier. Il a une vitesse comprise entre 0,4 et 0,5 nœud (1 nœud = 0,5 m s-1) atteignant une profondeur de 10 à 15 m. Le mois d’octobre est une période de transition pendant laquelle le CG est quasi inexistant. D’avril à juillet, la couche superficielle d’eau chaude devient la plus épaisse et atteint 30 m puis diminue lorsque les remontées d’eaux froides de subsurface (ou upwellings) prennent naissance. Le CG subit des fluctuations analogues. Il s’épaissit notablement, sa limite inférieure pouvant atteindre la profondeur de 50 m en mai, et sa vitesse augmente et dépasse un nœud (0,5 ms-1). L’augmentation de vitesse vers le large est très nette. C’est donc à cette saison que le CG est le mieux établi et le plus stable (Lemasson et al, 1973a).
Les principales masses d’eau de l’Atlantique tropical sont les Eaux Tropicales de Surface (ou Tropical Surface Water (TSW) en anglais), les Eaux Centrales (ou Central Water (CW) en anglais) et les Eaux Antarctiques Intermédiaires (ou Antarctic Intermediate Water (AAIW) en anglais). En se déplaçant vers le nord, ces masses d’eaux rencontrent les Eaux Profondes de l’Atlantique Nord (ou North Atlantic Deep Water (NADW) en anglais) en direction du sud entre 1200 et 4000 m de profondeur. Les TSW avec une température d’environ 27°C occupent la couche de mélange de l’Atlantique tropical (Stramma and Schott, 1999). La couche de mélange est définie comme la couche de surface de densité constante. Dans l’Est de l’Atlantique tropical, Elle est particulièrement peu profonde et son épaisseur varie entre 10 et 30 m (Peter et al, 2006).
Dans la thermocline, la température varie de 25°C à 15°C sur 50 m environ et l’isotherme 20°C représente la limite inférieure des TSW (Stramma and Schott, 1999). En dessous des TSW se trouvent les Eaux Centrales de l’Atlantique Sud (ou South Atlantic Central Water (SACW) en anglais) formées dans l’Atlantique subtropical.
La circulation océanique de subsurface a été décrite par différents auteurs (Metcalf and Stalcup, 1967 ; Hisard and Morlière, 1973; Morlière et al, 1974; Hisard et al, 1975; Düing et al, 1975; Wauthy, 1977; Voituriez, 1983; Peterson et Stramma, 1991; Wacongne et Piton, 1992). Une synthèse proposée dans une étude récente (Peter, 2007) fait ressortir les caractéristiques de la circulation océanique en subsurface.
En subsurface , à l’équateur, la circulation est essentiellement dominée par le Sous Courant Equatorial (SCE) qui s’écoule vers l’est à environ 100 m de profondeur et se situe dans le cœur de la thermocline à l’ouest du bassin, et dans le haut de la thermocline à l’est. Ce courant est alimenté principalement par des eaux originaires des régions subtropicales sud, chaudes, salées et riches en oxygène, via une recirculation du Sous-Courant Nord –Brésilien (SCNB), par ventilation de la thermocline. D’ouest en est, ce courant s’atténue sensiblement ; il remonte vers la surface et développe des méandres. Le vent injecte de la quantité de mouvement vers l’ouest dans la couche superficielle à l’équateur et créé ainsi un transport de masse d’eau vers l’ouest. Ces eaux s’accumulent au bord ouest et créent une zone de haute pression qui entraînent un flot barocline de subsurface, maintenu grâce au mélange vertical et aux échanges entre les couches océaniques. Des observations hydrologiques ont permis de montrer qu’il se prolonge au fond du Golfe de Guinée en se séparant en deux branches : l’une se dirige vers le nord en direction de la baie du Biafra, l’autre vers le sud le long des côtes du Gabon (Peter, 2007).
Upwellings côtiers et équatorial
La région de l’Atlantique équatorial Est limitée par les longitudes10°W-10°E et les latitudes 10°N-10°S est soumise à des upwellings saisonniers. On distingue deux types d’upwelling dans cette province océanique. Un upwelling équatorial et deux upwellings côtiers. L’upwelling équatorial apparait légèrement au sud de l’équateur. Les deux upwellings côtiers apparaissent respectivement aux frontières nord et au sud –est du Golfe de Guinée. Les mécanismes proposés pour expliquer les upwellings sont liés à l’action du vent. Cette action peut être locale ou lointaine pour les upwellings équatorial et du sud -est.
L’upwelling équatorial est localisé vers 1°S. Il fait son apparition à partir d’avril –mai où il est observé au sud de l’équateur suite à un renforcement des vents du sud (Voituriez, 1981a). Ces renforcements de vent du sud en été boréal, période pendant laquelle se manifeste la mousson africaine sur le continent peuvent expliquer la présence de la langue d’eau froide observée de juin jusqu’au début d’octobre au sud de l’équateur et aussi le renforcement du Courant de Guinée (CG) vers l’est (Wauthy, 1983). Il se crée alors un gradient nord –sud de température des eaux de surface (ou en anglais Sea Surface Temperature : SST ; cette abréviation sera utilisée dans la suite du texte) qui couvre la période de juin à décembre . Les valeurs élevées de la SST (>25°C) sont localisées de l’équateur à 6°N tandis que les SST relativement faibles (≤25°C) sont au sud de l’équateur (10°S-0°). Les SST climatologiques chutent et atteignent des valeurs de 23°C de juillet à août. En effet durant cette période l’upwelling s’intensifie et il se développe une langue d’eau froide depuis les côtes congolaises. Elle se propage vers l’ouest suivant l’équateur. Son ampleur entraîne la chute des SST. Après cette période, les eaux de surface océanique se réchauffent progressivement du nord vers le sud du bassin à la fin du mois de septembre. Cela est lié au retrait des upwellings côtier et équatorial. En l’absence d’upwelling, de janvier à mai, les SST climatologiques moyennes observées dans l’ensemble du bassin sont élevées et avoisinent 30°C.
Le mécanisme principal proposé pour expliquer l’upwelling équatorial est la divergence d’Ekman. En effet, Philander et Pacanowski (1986) ont montré que le champ de vent le long de l’équateur détermine la réponse de la couche équatoriale de surface dans le Golfe de Guinée. Les alizés orientés vers l’ouest, deviennent intenses en juin –juillet et poussent les eaux de surface depuis le Golfe de Guinée vers le Brésil sous la forme d’un large courant : le Courant Equatorial Sud (CES). Toutefois, la force de Coriolis entraîne la déviation des masses d’eaux situées au nord vers le nord et celles situées au sud vers le sud (Grenier et Du Penhoat, 2001). Le courant a donc tendance à écarter les eaux de surface en deux branches de part et d’autre de l’équateur : c’est la divergence équatoriale d’Ekman. Les eaux de surface ainsi écartées sont remplacées mécaniquement par les eaux de subsurface beaucoup plus froides.
La formation de la langue d’eau froide est le signal saisonnier dominant de la SST dans l’est de l’Atlantique équatorial. Des travaux réalisés à partir d’observations (Merle et al, 1980; Foltz et al, 2003) ou de la modélisation (Philander and Pacanowski 1986; Yu et al, 2006; Peter et al, 2006 ; Wade et al, 2010) indiquent que pendant la formation de la langue d’eau froide dans l’Atlantique tropical Est, le refroidissement principal est dû aux processus verticaux de subsurface (advection verticale, mélange, et entraînement), qui sont presque équilibrés par le réchauffement dû aux flux atmosphériques. Mais l’advection horizontale peut également apporter une contribution locale significative. Au large de l’équateur, la variabilité de SST est régie par des processus complètement différents, principalement par un forçage atmosphérique. Une étude de modélisation a une dimension du cycle diurne de l’Atlantique équatoriale aux bouées Pirata durant la campagne EGEE 3 (mai –juin 2006) a montré que la variabilité diurne de la SST est principalement due aux flux de chaleur solaire (Wade et al, 2010).
Dans une étude récente (Caniaux et al, 2011), une analyse de la variabilité de son extension spatiale, de sa température et de son déclenchement a été faite. Elle s’est basée sur une approche d’observations directes et sur un ensemble de données couvrant les 27 dernières années pour identifier les facteurs causant et affectant la langue d’eau froide ainsi que le couplage entre elle et la mousson ouest africaine. Il ressort de cette étude que dans l’est de l’Atlantique équatoriale, les processus physiques qui engendrent la langue d’eau froide et le début de la mousson ouest africaine se produisent en deux phases. De mars à mi –juin, la langue d’eau froide résulte de l’intensification des vents du sud –est liés à l’anticyclone de Sainte Hélène. En effet, lors de la première phase la direction des vents de surface dans le bassin de l’Atlantique tropical Est renforce ces vents de surface qui génèrent le maximum d’upwelling au sud de l’équateur. Pendant la deuxième phase (mi –juin à août), le renforcement des vents au nord de l’équateur est la résultante de l’accroissement des vents et des gradients significatifs de flux de chaleur produits par le différentiel important entre les faibles SST de la langue d’eau froide et les eaux chaudes circulant dans le Golfe de Guinée.
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Table des matières
INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE 1 : CONTEXTE GENERAL DE L’ETUDE
1.1. Caractéristiques météorologiques et hydrologiques du Golfe de Guinée
1.1.1. Conditions météorologiques
1.1.2. Caractéristiques hydrologiques
1.1.2.1. Circulation océanique de surface et de subsurface
1.1.2.2. Upwellings côtiers et équatorial
1.1.2.3. Fleuves et rivières
1.2. Le cycle du carbone dans l’océan
1.2.1. Carbone inorganique dissous (DIC)
1.2.2. Alcalinité Totale (TA)
1.2.3. pH de l’eau de mer
1.3. Processus affectant la variabilité des paramètres de CO2 dans l’océan de surface
1.3.1. Processus physiques
1.3.2. Processus Biologiques
1.3.3. Distribution de ∆pCO2
CHAPITRE 2 : DONNEES ET METHODES
2.1. Méthodes de mesures
2.1.1.1 Mesure de la salinité (SSS)
2.1.1.2 Mesure de la température (SST)
2.1.2. Mesure de l’alcalinité totale (TA) et du carbone inorganique dissous (DIC)
2.1.3. Détermination de la fugacité du CO2 océanique (fCO2)
2.1.3.1. Mesure directe de fCO2
2.1.3.2. Calcul de fCO2 à partir de TA et DIC
2.1.4. Détermination du flux air-mer de CO2
2.1.5. Mesures Biologiques
2.2. Données complémentaires du carbone
2.3. Méthodes statistiques
2.3.1. Ecart-Type
2.3.2. Erreur quadratique moyenne
2.3.3. Biais moyen
2.3.4. Coefficient de détermination
CHAPITRE 3 : CONDITIONS HYDROLOGIQUES ET BIOGEOCHIMIQUES DURANT LES CAMPAGNES EGEE
3.1. Distribution des paramètres hydrologiques (Salinité et Température)
3.2. Distribution des paramètres biogéochimiques
3.2.1. Distribution des paramètres biologiques (sels nutritifs et fluorescence) en surface
3.2.1.1. Sels nutritifs
3.2.1.2. Fluorescence
3.2.1.3. Analyse des profils de fluorescence et de nitrates
3.2.2. Distribution des paramètres du carbone (TA et DIC)
3.2.2.1. Facteurs de variabilité des paramètres du carbone (TA et DIC)
3.3. Variabilité saisonnière des paramètres hydrologiques et du carbone
3.4. Variabilité interannuelle des paramètres hydrologiques et du carbone
3.4.1. Amplitude des variations interannuelles de l’upwelling équatorial
3.5. Distribution de fCO2 dans l’océan durant EGEE
CHAPITRE 4 : RELATIONS ENTRE LES PARAMETRES HYDROLOGIQUES ET LES PARAMETRES DU CARBONE DANS L’EST DE L’ATLANTIQUE TROPICAL
4. 1. Alcalinité et Salinité
4.1.1 Relation alcalinité et salinité
4.1.2. Validation de la relation TA-SSS
4.1.3. Cartes mensuelles (juin et septembre) d’alcalinité à partir des champs de salinité de surface
4.2. DIC-SSS-SST
4.2.1 Etablissement de la relation DIC-SSS-SST
4.2.2 Validation de la relation DIC-SSS-SST des campagnes EGEE
4.2.3. Variabilité temporelle du DIC dans l’Est de l’Atlantique tropical
4.3 Cartes mensuelles (juin et septembre) de DIC à partir de champs de SST et SSS
CHAPITRE 5 : FLUX AIR-MER DE CO2 DURANT LA PERIODE DE LA MOUSSON AFRICAINE
5.1. La fugacité de CO2 océanique (fCO2)
5.1.1. Calcul de la fCO2
5.1.2. Cartes de la fugacité de CO2 océanique en juin et septembre
5.3.3. Evolution temporelle de fCO2 dans l’océan (fCO2)
5.4. Variabilité du flux air-mer de CO2 lors des campagnes EGEE
5.5. Extrapolation du flux air –mer de CO2 sur toute l’année
CONCLUSION
