Evolution temporelle du CO2 observé à 6S,10W (article) 

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Processus affectant la fugacité du dioxyde de carbone (CO2) à la surface

Le CO2 est continûment échangé entre l’atmosphère et l’océan, d’après la FIGURE I.1, le flux net moyen est de 2,8 GtC.an1, soit environ 30 fois moins que les flux bruts échangés dans chaque sens. Le CO2 dans l’océan est un acide faible. Le système des carbonates réagit à un ajout de CO2 atmosphérique, en associant les ions CO2 3 au CO2 dissous en excès et neutralise son effet sur le pH (eq I.10). C’est l’effet tampon de l’océan. Ceci apparaît en combinant les équations I.2 et I.3 : CO2 ? H2O ? CO2? 3 2HCO 3 (I.10).

Les flux air-mer et leur répartition spatiale

Il existe un échange continu de CO2 en phase gazeuse entre l’atmosphère et l’océan. Ces échanges dépendent de la différence de fCO2 entre l’océan et l’atmosphère notée fCO2 et du coefficient d’échange du CO2, k (cf Chapitre II, § 2.1.4) . Ils sont liés à l’état de saturation des eaux superficielles par rapport à l’air. Les échanges ont donc lieu dans le sens qui permet de réduire cet écart et sont d’autant plus importants que le vent et fCO2 sont élevés.
Les transferts de gaz à l’interface air-mer sont des processus lents affectant la fCO2 dans les eaux superficielles. C’est pourquoi, la plupart des eaux de surface ne sont pas en équilibre

Cycle du carbone

gazeux avec l’atmosphère. Takahashi et al. [2009] ont publié une carte globale de |fCO2| montrant la répartition des sources et puits de CO2 pour l’atmosphère, à partir des observations existantes et d’un modèle d’advection/diffusion (FIGURE I.3). Les zones tempérées (entre 14 et 50N et S) dans les deux hémisphères sont les puits de CO2 les plus importants pour l’atmosphère avec -0,70 PgC.an1 dans le Nord et -1,05 PgC.an1 dans le Sud. Localement, les puits les plus intenses sont observés dans les zones de formation d’eau profonde, aux hautes latitudes. Ce sont des régions où les eaux superficielles sont froides et chargées en CO2 (principe de la pompe de solubilité). Elles pénètrent dans l’océan par des mouvements convectifs et transfèrent les eaux de surface en profondeur. La circulation océanique des masses d’eau fait remonter à la surface des eaux riches en CO2, dans les régions de basses latitudes, au niveau des zones d’upwelling (remontée d’eau). Les zones équatoriales sont donc des sources de CO2 pour l’atmosphère et jouent un rôle important dans le cycle global du carbone.
L’océan Pacifique tropical est la plus importante source de CO2 (0,48 PgC.an1 entre 14N et 14S) pour l’atmosphère. Plusieurs études ont permis de mieux comprendre la variabilité à plusieurs échelles de temps de cette source de CO2 dans le Pacifique [Feely et al., 2002, 2006], et également de mettre en évidence les processus physiques et biologiques qui contrôlent l’intensité de cette source [Chavez et al., 2002]. A l’inverse, la source de CO2 de l’Atlantique tropical, la deuxième par importance après celle du Pacifique tropical, est beaucoup moins bien documentée. Elle est estimée a 0,1 PgC.an1 [Takahashi et al., 2009]. Dans cette thèse, je me suis concentrée sur la région au voisinage du point 6S,10Woù une longue série temporelle de fCO2 a été acquise (voir section 1.3).

Les mesures régulières du CO2 à la surface de l’océan

Une difficulté majeure pour l’étude du cycle du carbone est de surveiller la variabilité spatiale et temporelle de la fCO2. C’est dans ce cadre que des systèmes de mesures de la fCO2, en dehors des campagnes océanographiques se sont développés, en particulier pour être utilisés sur des navires d’opportunité [Lefèvre et al., 2010; Wanninkhof , 1992] ou des flotteurs lagrangiens ou eulériens [Hood et Merlivat, 2001; Lefèvre et al., 1993; Bakker et al., 2001; Boutin et Merlivat, 2009].
Depuis 1988, les séries temporelles (des bouées fixes) comme Hawaii Ocean Time-Series (HOT) dans l’océan Pacifique ou encore Bermuda Atlantic Time-Series (BATS) dans l’Atlantique et plus récemment European Station for Time Series in the Ocean and the Canary Islands (ESTOC) ont permis de mettre en évidence que le taux de la fCO2 dans l’océan est au premier ordre proche de l’augmentation de la fCO2 atmosphérique [Bindoff et al., 2007].
Entre 1998 et 2008, l’augmentation de fCO2 dans l’océan est de 1,410,7 matm.an1 à BATS comparée aux 1,4 matm.an1 dans l’atmosphère et à ESTOC 0,715,1 matm.an1 [Bates, 2001; González-Dávila et al., 2003]. Entre 1988 et 2002, le taux d’augmentation de CO2 est de 2,50,1 matm.an1 à HOT . Il excède la tendance atmosphérique (1,50,0 matm.an1 ) observée à HOT sur la même période [Keeling et al., 2004]. Cette tendance est apparue après 1997 suite à un changement dans le cycle moyen de température. La multiplication de longues séries temporelles en points fixes a permis de dresser une carte de l’augmentation de fCO2 océanique relativement à l’augmentation du fCO2 atmosphérique [Le Quéré et al., 2010].
De nombreuses stations de mesures nécessitent des visites mensuelles par bateau [González-Dávila et al., 2003], ce qui contraint à positionner ces bouées près des côtes (où la profondeur est inférieure à 500 m). Ces mesures mensuelles ne permettent pas l’étude de la variabilité haute fréquence telle que le cycle diurne. Or, l’utilisation des capteurs autonomes utilisés dans diverses régions démontre l’importance de la mesure haute fréquence [Bates et al., 2000; Guillou et al., 2004]. Par exemple, le Santa Monica Bay Observatory (SMBO) a permis de mettre en évidence l’importance de l’amplitude des cycles diurnes (150 matm) dus à des changements de température et à l’activité biologique [Leinweber et al., 2009].

L’état des connaissances sur le CO2

Depuis les années 80, quelques campagnes océanographiques ont permis de faire des mesures des paramètres du CO2 et de déterminer la variabilité du CO2 dans l’Atlantique équatorial : FOCAL (le programme Français Océan-Climat sur l’Atlantique équatorial) en juillet 1982 et août 1984 et CITHER entre janvier et mars 1993. Pendant ces campagnes des mesures ont été effectuées à 4W, 22W et 35W entre 5N et 5S. Pendant FOCAL, une variabilité saisonnière a été observée, avec de plus fortes valeurs de fCO2 pendant la période de l’upwelling.
Une variation spatiale de la pCO2 a été observée avec des valeurs plus fortes au sud qu’au nord de l’équateur (FIGURE I.9a, b). Ce gradient nord-sud est également présent l’hiver boréal ce qui est confirmé par la campagne CITHER [Andrié et al., 1986; Oudot et al., 1995]. Le gradient Nord-Sud s’explique en partie par la présence de l’upwelling au Sud qui amène des eaux riches en CO2 en surface mais également par la pompe de solubilité [Andrié et al., 1986]. Ce gradient a été confirmé par les mesures horaires d’une bouée dérivantes CARIOCA qui s’est déplacée dans la langue d’eau froide le long de l’équateur entre 0,2S-7,5W et 0,2N-12,5W (entre le 20 juin et le 3 juillet 1997), pendant l’upwelling particulièrement intense de 1997. Les flux de CO2 dans la partie sud du bassin s’expliquent par la répartition du coefficient d’échange. Cette bouée a également permis des mesures horaires et a mesuré des amplitudes de cycles diurnes de fCO2 de l’ordre de 3.4 matm attribuées à des effets biologiques et thermodynamiques [Bakker et al., 2001].

Le réseau de bouées instrumentées PIRATA

L’étude des paramètres physiques à 6S, 10W, c’est à dire la température, la salinité et la vitesse du vent utilisés pendant cette thèse, sont ceux mesurés sur une bouée fixe mise à l’eau par le projet Prediction and (Pilot avant 2008) Research moored Array in the Tropical Atlantic (PIRATA). Ils permettent de connaitre la variabilité haute fréquence, saisonnière et annuelle de ces paramètres. Le réseau PIRATA est constitué de bouées Autonomous Temperature Line System (ATLAS) ancrées en plein océan et localisées en des points représentatifs des modes de variabilité climatique en Atlantique tropical (FIGURE II.1). Depuis 2005, le réseau s’est développé et est aujourd’hui constitué de 17 bouées [Bourlès et al., 2008]. Il permet, en différents points fixes, de suivre la variabilité des couches supérieures de l’océan à différentes échelles de temps.

Le capteur de CO2 de surface CARIOCA

Les mesures de la fCO2 étudiées lors de cette thèse sont issues d’un capteur CARIOCA placé sur une bouée PIRATA. Le développement des mesures automatiques de CO2 a permis la mise en place de capteur CO2 sur les réseaux d’observations type PIRATA. Les Américains ont équipé les bouées Tropical Atmosphere Ocean (TAO) de systèmes de mesure infrarouge du CO2. Dans le cadre de CARBOOCEAN, des capteurs CARIOCA ont été installés sur des bouées PIRATA [Lefèvre et al., 2008]. Le premier capteur a été mis en place à 6S, 10W le 7 juin 2006 et le second à 8N, 38W le 18 avril 2008. Ils permettent des mesures horaires de fCO2 et de la concentration d’oxygène dissous (O2).
Les mesures horaires de fCO2 se font par colorimétrie, à 1,5 m sous la surface, avec une précision relative de 1matm et une précision absolue de 3 matm. L’arrivée d’eau se fait par un tube de cuivre afin de préserver les mesures des problèmes liés à la biologie (fouling).
Le capteur est rincé avec 1L d’eau pendant 30s [Lefèvre et al., 2008] et fournit des données horaires. Un boitier en surface contient l’électronique (FIGURE II.2) et les données sont envoyées via le système Argos, séparément des paramètres physiques. Il est remplacé tous les ans afin d’avoir une série de mesures continue sur plusieurs années. L’autonomie du capteur est d’environ 1 an.
Le principe de la colorimétrie repose sur des indicateurs colorés sensibles aux variations de pH. La mesure se fait par spectrophotométrie : la variation d’absorbance d’une solution contenant du bleu de thymol est mesurée. Dans le capteur, l’eau de mer est en contact avec la solution par l’intermédiaire d’une membrane perméable au CO2 [Hood et Merlivat, 2001; sur le portique de la bouée (en haut à gauche). En haut du portique, se trouvent les instruments météorologiques. (Photos prises pendant la campagne PIRATA FR 20 G.Parard, J.Grelet).
Lefèvre et al., 1993]. L’étalonnage du capteur a lieu au départ et au retour de la bouée, à l’aide d’un système à détection infrarouge.
L’oxygène est également mesuré sur la bouée par une optode Aanderaa. Cette technologie est basée sur un complexe fluorescent où la fluorescence diminue en fonction de la quantité d’oxygène présente dans l’eau.
Le capteur est changé tous les ans, certains capteurs ont eu des problèmes durant l’année de mesure. Nous avons donc précisé les dates de mise à l’eau des capteurs ainsi que les dates de fin de mesures dans la table II.1. Le premier capteur a fonctionné pendant toute la période où la bouée était à l’eau.

Les campagnes EGEE

Entre juin 2005 et septembre 2007, le volet océanique Etude de la circulation océanique et de sa variabilité dans le golfe de GuinEE (EGEE), du projet Analyse Multidisciplinaire de la Mousson Africaine (AMMA), a permis la mise en place de campagnes dans l’Atlantique tropical est. Ces campagnes avaient pour objectifs d’avoir une meilleure connaissance de la circulation dans le golfe de Guinée ainsi que l’étude de son rôle dans le climat et en particulier dans la mousson africaine. Six campagnes océanographiques se sont déroulées à l’est du méridien de Greenwich (0°).
Il faut noter que la campagne EGEE6 n’a pas effectué de mesure à 6S, 10W. Pendant ces campagnes, des mesures par sonde CTD (Conductivity-Temperature-Depth) ont permis d’obtenir des profils de température et de conductivité et de fluorescence avec une incertitude de 0,003C en température et 0,003 pour la conductivité jusqu’à des profondeurs de l’ordre de 2000 m.

Les profils de température par flotteurs ARGO

Le projet Argo est un programme international d’observations de température et de salinité. Il a pour objectif d’améliorer notre connaissance de la circulation océanique. Ce programme regroupe une trentaine de pays de tous les continents et permet d’avoir plus de 3000 flotteurs en activité (3256 au 24 janvier 2011). Des flotteurs autonomes sont déployés dans toutes les régions océaniques et mesurent en temps réel des profils verticaux de salinité et de température. De plus, à travers le suivi lagrangien de ces flotteurs, le programme permet une mesure des courants océaniques. Les données ont été récupérées sur le site :
Le fonctionnement d’un flotteur s’organise autour de 4 temps qui constituent un cycle d’environ 10 jours (FIGURE II.3) lequel se répète dans les limites de la batterie (environ 4 ans) ou jusqu’à échouage :
1. La plongée : après sa mise à l’eau, le flotteur plonge à une profondeur d’ancrage de l’ordre de 1000 m ou plus.
2. La dérive : une fois à sa profondeur d’ancrage, le flotteur dérive pendant une durée de 8 à 10 jours.
3. La remontée : le flotteur remonte à la surface tout en prenant les mesures.
4. L’envoi des données : une fois en surface, où il y reste 6 à 12h, le flotteur transmet les données par satellite au centre de traitement ainsi que sa position.

La température de surface de la mer (SST)

Le satellite Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM) a été lancé en novembre 1997. C’est un projet commun entre le Japon (National Space Development Agency of Japan (NASDA)) et les Etats-Unis (National Aeronautics and Space Administration (NASA)). Les données de SST utilisées sont obtenues à partir des mesures du radiomètre TRMM microwave imager (TMI) à bord du satellite TRMM. Ce radiomètre contient des canaux basses fréquences qui sont nécessaires à la mesure de la SST. Cet instrument permet non seulement l’estimation de la SST mais aussi celle de la vitesse du vent, du contenu intégré en vapeur d’eau atmosphérique, de l’eau liquide nuageuse et du taux de pluie. Les données sont fournies sous forme de cartes journalières comprenant l’orbite descendante et ascendante, de cartes moyennes à 3 jours (utilisées dans notre étude) et de cartes moyennes mensuelles et annuelles.

Calcul de la production communautaire nette

La NCP représente la variation nette journalière de DIC liée à la consommation de DIC diminuée de la respiration.
Selon les conditions de forçage atmosphérique, une couche thermodynamique diurne peut se former durant la journée [Wade et al., 2010]. Dans certains cas, où on peut considérer la couche de surface isolée des couches plus profondes et des régions voisines (advection horizontale négligeable), le cycle diurne du DIC peut être attribué à la variabilité biologique.
Le critère permettant de définir l’absence de mélange est une SSS qui varie de moins de 0,02 en valeur absolue (ce qui correspond à un changement en TA de 1 mmol.kg1).
A partir des cycles diurnes de DIC, les périodes où le processus biologique domine la variabilité du CO2 sont caractérisées par un maximum de DIC au lever du soleil et un minimum de DIC au coucher [Merlivat et al., 2009]. La variation de DIC pendant la journée est due à la photosynthèse, à la respiration et aux échanges air-mer. Sous ces conditions, la NCP dans la couche de mélange exprimée en mmol.kg1 peut être estimée selon l’équation suivante [Boutin et Merlivat, 2009] : Données et méthodes NCP C t ? F h (II.4) avec C t en mmol.kg1.j1 la diminution du maximum de DIC entre deux levers de soleil successifs, F le flux air-mer de CO2 en mmol.m2.j1, la densité de l’eau de mer en kg.m3 et h (en mètre) la profondeur de la couche de mélange correspondant au maximum de DIC et supposée constante sur la période étudiée. Les mesures de températures et de salinité à la bouée n’étant disponibles qu’à 40 m et 80 m, il n’est pas possible de déterminer avec précision la profondeur de la couche de mélange. Je l’ai par conséquent estimée d’après les profils ARGO pris dans un rayon de 2en latitude et longitude à 5 jours. La profondeur obtenue est de l’ordre de 50 m.

Table des matières

Contexte scientifique 3
I Contexte général de l’étude 
I.1 Cycle du carbone
I.1.1 Le cycle naturel du carbone
I.1.2 La perturbation humaine
I.1.3 Le cycle océanique du carbone
I.2 Atlantique tropical Est : Présentation
I.2.1 Le climat
I.2.2 Les principaux courants
I.2.3 Les remontées d’eau froide (upwellings)
I.2.4 L’état des connaissances sur le CO2
I.3 Objectifs de l’étude
II Données et méthodes 
II.1 Mesures au mouillage 6S, 10W
II.1.1 Le réseau de bouées instrumentées PIRATA
II.1.2 Le capteur de CO2 de surface CARIOCA
II.1.3 Calcul des variables complémentaires : alcalinité (TA) et carbone inorganique dissous (DIC)
II.1.4 Le flux air-mer de CO2
II.2 Mesures complémentaires
II.2.1 Les campagnes EGEE
II.2.2 Mesures Autonomes
II.2.3 Données satellites
II.3 Outils d’analyses
II.3.1 Analyse en ondelettes
II.3.2 Calcul de la production communautaire nette
II.3.3 Diagramme de Taylor
II.4 Modélisation
II.4.1 Modèle unidimensionnel
II.4.2 Les simulations tridimensionnelles du projet DRAKKAR
III Evolution temporelle du CO2 observé à 6S,10W (article) 
III.1 Situation hydrographique
III.1.1 Variabilité saisonnière
III.1.2 Variabilité interannuelle
III.1.3 Variabilité haute fréquence
III.1.4 Flux air-mer de CO2
III.2 Article publié dans Tellus B
IV Analyse des processus responsables de la variabilité haute fréquence 
IV.1 Introduction
IV.2 Définition des conditions initiales et du forçage pour le modèle unidimensionnel
IV.2.1 Choix de la paramétrisation du forçage atmosphérique
IV.2.2 Définition et construction des profils initiaux
IV.3 Etude d’une période dominée par la physique
IV.3.1 Réglage des paramètres physiques
IV.3.2 Résultats de la simulation
IV.3.3 Variation des profils verticaux
IV.3.4 Rôle du courant
IV.4 Etude d’une période dominée par la biologie
IV.4.1 Réglage des paramètres biologiques
IV.4.2 Résultats de la simulation
IV.4.3 Impact de l’apport vertical
IV.5 Conclusion
V Variation saisonnière : DRAKKAR 
V.1 Introduction
V.2 Adéquation entre le modèle et les observations
V.2.1 Comparaison des séries temporelles PIRATA avec le modèle
V.2.2 Les profils ARGO
V.2.3 Comparaison avec le Nokwanda
V.3 Résultats
V.3.1 Evolution de la salinité à la bouée.
V.3.2 Distribution de la salinité et des courants
V.3.3 Transport de l’eau dessalée à la bouée
V.4 Origine des eaux dessalées
V.4.1 Précipitations
V.4.2 Les apports fluviaux
V.5 Processus prenant place entre janvier et mai
V.6 Conclusion
Conclusions et perspectives
Bibliographie

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