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L’influence du changement climatique saisonnier sur l’hydrologie continentale et sur la circulation atmosphรฉrique dans le N-O de la Mer d’Arabie
L’hydrologie continentale en Arabie et sur la Corne de l’Afrique
La variation des prรฉcipitations et des tempรฉratures en Arabie et sur la Corne de l’Afrique
L’Arabie fait partie dโune immense zone aride qui sโรฉtend du Sahara jusquโau dรฉsert de Sind en Inde et Pakistan. Dans la partie orientale de la pรฉninsule, les montagnes d’Oman culminant jusqu’ร 3 075 m reรงoivent de rares pluies pendant lโhiver. Les prรฉcipitations proviennent essentiellement des perturbations cycloniques mรฉditerranรฉennes (Trewartha, 1961) touchant l’Est (entre 100 et 200 mm de prรฉcipitations annuelles) et le Nord (entre 100 et 150 mm de prรฉcipitations annuelles) de l’Arabie. A l’intรฉrieur de la pรฉninsule, dans le dรฉsert du Rub al-Khali qui occupe l’essentiel du tรฉrritoire de l’Arabie Saoudite, les prรฉcipitations annuelles varient entre 0 et 50 mm, la tempรฉrature peut y atteindre 55ยฐC pendant l’รฉtรฉ et lโรฉvaporation yest trรจs importatnte. Dans l’extrรชme Sud-Ouest, les montagnes du Yรฉmen bordant le Sud de la Mer Rouge et le Nord du Golfe d’Aden culminent jusqu’ร 3 700 m. C’est la rรฉgion la plus humide de la pรฉninsule appelรฉe ยซย l’Arabie heureuseย ยป ou ยซEl Khadraยป (le vert) avec des prรฉcipitations qui peuvent atteindre 1000 mm par an pendant l’รฉtรฉ (figure 4).
Dans la Corne de l’Afrique, le climat varie selon les rรฉgions. A l’Est et au Nord, les plaines dรฉsertiques et semi-dรฉsertiques de Somalie et dโAfar reรงoivent des prรฉcipitations de lโordre de 30 ร 150 mm et les tempรฉratures y sont trรจs รฉlevรฉes (40ยฐC en Juillet et Aout le long des cรดtes de lโErythrรฉe). En Ethiopie, les sites de montagnes bรฉnificient d’un climat tropical d’altitude. Le total des prรฉcipitations annuelles, principalement d’origine atlantique, dans les montagnes du Sud-Ouest varient entre 1400 et 2200 mm. Dans les montagnes du Sud-Est de l’Ethiopie, oรน l’influence des airs provenant de l’ocรฉan indien est aussi prรฉsente, les prรฉcipitations annuelles sont de l’ordre de 1000 ร 1400 mm (entre Juillet et Septembre) et les tempรฉratures sont comprises entre 16 et 22ยฐC. Au dessus de 3000 m d’altitude, la tempรฉrature est en moyenne de 5 ยฐC et le climat est de type alpin. Dans la rรฉgion du Rift, le climat est subtropical sec avec une pluviositรฉ annuelle qui varie entre 600 et 1000 mm et une tempรฉrature annuelle comprise entre 20 et 24ยฐC.
Fig 4. Les tempรฉratures moyennes mensuelles (les courbes rouges) et les prรฉcipitations (histogrammes bleus) en Arabie et en Afrique orientale entre 1990 et 2009. Lโรฉtoile reprรฉsente la carotte dโรฉtude.
De cette rรฉpartition des rรฉgimes pluviomรฉtriques sur la pรฉninsule arabique et la Corne de l’Afrique dรฉcoule une distribution des types de vรฉgรฉtation que nous prรฉsentons dans la partie suivante.
La vรฉgรฉtation en Arabie et sur la Corne de l’Afrique
Les grands traits phytogรฉographiques
Lรฉonard (1989) a suggรฉrรฉ que les divisions phytogรฉographiques initialement proposรฉes par White (1983) pour l’Afrique et Madagascar, pouvaient รชtre รฉtendues au S-O de lโAsie, en divisant la pรฉninsule arabique en trois unitรฉs phytogรฉographiques: (1) La zone Saharo-Sindienne (SS) incluant la subzone rรฉgionale de lโArabie (SS2) et le centre dโendรฉmisme Nubo-Sindien (SS3), (2) le centre rรฉgional dโendรฉmisme Somalia-Masai (SM) et (3) le centre rรฉgional dโendรฉmisme morcelรฉ afro-montagnard (A) (Figure 5 ).
Fig 5. La rรฉpartition des rรฉgions phytogรฉographiques en Afrique et en Asie (White, 1983 ; Lรฉonard, 1989 ; White et Lรฉonard, 1991). SM. Centre rรฉgional dโendรฉmisme de la Somalie et du pays Masai ; A. Centre rรฉgional dโendรฉmisme morcelรฉ afro-montagnard ; Sa. La zone rรฉgionale de transition du Sahel ; SS. La zone rรฉgionale Saharo-Sindienne (SS1. La subzone rรฉgionale saharienne ; SS2. La subzone rรฉgionale de lโArabie ; SS3. Le centre local dโendรฉmisme Nubo-Sindien) ; IT. Le centre rรฉgional Irano-Touranien (IT1-4) ; M. Le centre rรฉgional dโendรฉmisme mรฉditerranรฉen ; MS. La zone de transition mรฉditerranรฉenne-saharienne. Localisation de la carotte MD92-1002.
Le domaine Saharo-Sindien sโรฉtend depuis les cรดtes nord occidentales de la Mer Rouge jusquโร lโIran et le Pakistan. Cette zone phytogรฉographique couvre tout le dรฉsert de lโArabie (le Rubโal Khali et le Grand Nafud). La flore y est trรจs pauvre en espรจces. Parmi les espรจces dominantes on trouve : Artemisia monosperma, Tribulus arabicus, Cornulaca arabica, Calligunum comosum, Cyperus conglomeratus, Plantago ciliata et Dipterygium glaucum (Bunker, 1953; Ghazanfar et Fisher, 1998; El-Moslymani, 1983; Al-Hubaishi et Mรผller-Hohenstein, 1984; Wood, 1997).
Les รฉlรฉments floristiques du centre rรฉgional dโendรฉmisme Mรฉditerranรฉen et du centre rรฉgional dโendรฉmisme Irano-Touranien sont รฉtendus au N-E et au N-O de lโArabie aussi bien que dans les montagnes du Nord dโOman. Les principales espรจces qu’on y trouve sont: Artemisia herba-alba, Centaurea sp. et Ephedra sp. (Zohary, 1973).
Le centre rรฉgional d’endรฉmisme Somalie-Masai s’รฉtend de part et d’autre du Golfe d’Aden et au Sud de la Mer Rouge. Il englobe les cรดtes sud et sud-ouest de la pรฉninsule arabique et une grande partie orientale de la Corne de lโAfrique. La vรฉgรฉtation est composรฉe de fourrรฉs, savanes et de formations buissonnantes dรฉcidues (figure 6) ร Acacia sp , Commiphora sp. associรฉs ร Euphorbiaceae spp., Dodonaea angustifolia, Blepharis sp., Capparis sp., Convolvulus sp. et Cadaba longifolia ( Zohary,1973) .
La vรฉgรฉtation des montagnes du S-O de l’Arabie appartient ร la zone afromontagnarde qui est comparable floristiquement et รฉcologiquement ร celle des hautes montagnes de lโEst de lโAfrique. Ces rรฉgions sont caractรฉrisรฉes par le dรฉveloppement d’un couvert vรฉgรฉtal composรฉ de forรชts sempervirentes. En Arabie, ce domaine est rรฉduit avec la dominance des espรจces telles que Juniperus procera et Olea europea. En Afrique de l’Est, la vรฉgรฉtation afro-montagnarde est beaucoup plus diversifiรฉe incluant d’autres espรจces telles que Podocarpus latifolius, Olea capensis et Hagenia abyssinica. Podocarpus n’est pas enregistrรฉ aujourdโhui dans les montagnes du Yรฉmen (Hepper et wood, 1979). Sa rรฉpartition dans le passรฉ est encore mal connue.
Fig 6. La carte de rรฉpartition globale du couvert vรฉgรฉtale basรฉe sur la reclassification des donnรฉes satellitaires AVHRR (Loveland et al., 2000). Localisation de la carotte MD92-1002.
La rรฉpartition de la mangrove le long des cรดtes de la Mer Rouge et du Golfe dโAden
Des mangroves trรจs appauvries bordent la Mer Rouge. Elles sont presque entiรจrement absentes des cรดtes sud et nord du Golfe dโAden (figure 7). Deux espรจces dominantes les composent: Avicennia marina et Rhizophora mucronata (Spalding, 2010).
Avicennia marina, est lโune des rares espรจces qui tolรจre des taux รฉlevรฉs de sel et des conditions d’รฉvaporation caractรฉristiques des climats arides. Par contre, Rhizophora mucronata prรฉfรจre plutรดt les boues riches en humus. Cette espรจce est plus adaptรฉe aux conditions tropicales avec une saison pluvieuse dโรฉtรฉ et exige un apport fluviatile important (figure 8).
Fig 7. La distribution des forรชts de mangroves sur les cรดtes N-O de la Mer dโArabie (Giri et al., 2011). Localisation de la carotte MD92-1002. Le programme d’enquรชte et de surveillance des mangroves de la Mer Rouge et du Golfe dโAden (PERSGA/ALECSO, 2004) et l’รฉtude de Spalding (2010), ont permis de mettre en รฉvidence les รฉlรฉments suivants :
๏ท Les forรชts de mangrove sont gรฉnรฉralement รฉtroites (entre 50 m et 300 m de largeur) et leurs longueurs varient considรฉrablement de 100 m jusquโau-dessus de 20 km.
๏ท Presque toutes les mangroves se dรฉveloppent dans les lagunes, les baies abritรฉes et derriรจre les rรฉcifs et sont mono-spรฉcifiques.
๏ท La rรฉpartition des mangroves est fortement influencรฉe par la quantitรฉ de ruissellement de surface et les alluvions dรฉposรฉes ร l’embouchure des riviรจres par les inondations saisonniรจres.
๏ท Lโespรจce Avicennia marina est la plus abondante. Elle est prรฉsente dans toutes les mangroves de la rรฉgion. Dans certaines localitรฉs, par exemple Al-Urj (Yรฉmen), l’รฎle de Maskali (Djibouti) et Arakiyai (Soudan), le substrat de sable relativement bien oxygรฉnรฉ et lโimportante infiltration d’eau douce souterraine, offrent des conditions trรจs favorables ร la croissance massive des arbres Avicennia qui atteignent jusqu’ร 8-10 m de hauteur.
๏ท Lโespรจce Rhizophora mucronata est enregistrรฉe dans quelques endroits, notamment ร Djibouti (Kohr Angar, Gdoria et l’รฎle Moucha) et sur les cรดtes ouest du Yรฉmen cรดtรฉ Mer Rouge (l’รฎle Kamaran et ร proximitรฉ d’Al-Hudaydah).
La variabilitรฉ saisonniรจre de la circulation atmosphรฉrique et son effet sur la circulation ocรฉanique ainsi que la productivitรฉ primaire dans le N-O de la Mer d’Arabie
La circulation ocรฉanique
La structure hydrographique ainsi que la circulation ocรฉanique dans la Mer Rouge et le Golfe d’Aden, dรฉpendent principalement de la circulation des vents de la mousson indienne et de la variation de la densitรฉ des masses dโeaux induite par lโรฉvaporation. Le bilan hydrographique de la Mer Rouge et du Golfe d’Aden est nรฉgatif avec un taux dโรฉvaporation qui excรจde les prรฉcipitations. La Mer Rouge prรฉsente des tempรฉratures et des salinitรฉs รฉlevรฉes. La tempรฉrature de surface augmente du Nord vers le Sud. La salinitรฉ de surface est trรจs รฉlevรฉe au Nord (40 โฐ) et diminue ร 37.5 โฐ au Sud (Wyrtki, 1971 ; Locke et Thunell, 1988). Pendant l’รฉtรฉ, les tempรฉratures de surface des eaux du Golfe d’Aden sont similaires ร celles de la Mer Rouge (entre 29 et 30 ยฐC) (Wyrtki, 1971). Les salinitรฉs de surface y sont intermรฉdiaires (๏พ36.5 โฐ) entre celles de la Mer Rouge et celles de l’ocรฉan ouvert (๏พ35.5 โฐ) (Locke et Thunell, 1988). Les รฉchanges dโeau entre le Golfe d’Aden et la Mer Rouge sont rรฉgis par un systรจme de circulation anti-estuarien (Seibold et Berger, 1982) dans lequel les eaux de surface du Golfe dโAden entrent dans la Mer Rouge alors que les eaux profondes sont expulsรฉes de la Mer Rouge vers le Golfe d’Aden ร travers le dรฉtroit de Bab-el- Mandeb. Dans le dรฉtail, le schรฉma de circulation dโentrรฉe et de sortie des masses dโeaux varie en fonction de lโintensitรฉ et la direction des vents dominants qui changent entre les saisons (figure 9). Pendant la mousson d’hiver (Novembre-Avril), on observe un systรจme ร deux couches. Entrainรฉes par les vents dominants, les eaux de surface se dรฉplacement au sein dโun puissant courant superficiel de direction N-N-O qui sโรฉtablit du Golfe dโAden vers la Mer Rouge avec un flux d’environ 0.58 106 m3/s (Sielder, 1969). Sous ce courant de surface, les eaux intermรฉdiaires et profondes de la Mer Rouge, de densitรฉ รฉlevรฉe car trรจs salรฉes (๏พ 40.5 โฐ), se dรฉplacent en sens opposรฉ et se dรฉversent dans le Golfe dโAden ร travers le dรฉtroit. Ce flux dโeau, รฉgalement caractรฉrisรฉ par sa faible teneur en oxygรจne dissous, sโรฉcoule vers la Mer dโArabie en formant une couche de salinitรฉ supรฉrieure ร 36 โฐ (Tchernia, 1978) ร environ 900 m de profondeur.
Fig 9. Circulation des vents et des masses dโeau pendant la saison dโhiver (mousson du N-E) et la saison dโรฉtรฉ (mousson du S-O) dโaprรจs (Neumann et McGill, 1962; Currie et al., 1973; Patzert, 1974).
Pendant la mousson d’รฉtรฉ (Mai – Octobre), la circulation de surface sโinverse et la situation devient plus complexe formant un systรจme ร trois couches au niveau du dรฉtroit de Bab-el-Mandeb (Neumann et McGill, 1962; Maillard et Soliman, 1986). Les vents de la mousson du S-O poussent une couche d’eau superficielle chaude et salรฉe qui sโรฉcoule de la Mer Rouge vers le Golfe dโAden. Au Nord, ce systรจme est compensรฉ par des remontรฉes en surface des eaux peu profondes (100 -200 m). Au niveau du dรฉtroit de Bab-el-Mandeb, les eaux de sub-surfaces denses du Golfe dโAden, moins salรฉes (36 โฐ) et plus froides (๏พ 19ยฐC), rentrent en Mer Rouge et forment un courant dโeau intermรฉdiaire. Le flux dโeau intermรฉdiaire en provenance de lโOcรฉan Indien atteint son maximum pendant le mois dโAout avec 0.36 106 m3/s (Maillard et al ., 1986). La limite la plus septentrionale de cette couche dโeau froide de sub-surface a รฉtรฉ observรฉe ร 18ยฐN en Octobre par plusieurs auteurs (Jones et Browning, 1971 ; Robinson, 1973 ; Maillard et Soliman, 1986). Le flux d’ eau profonde sortant de la Mer Rouge et se dirigeant vers le Golfe d’Aden ne reprรฉsente que 10 % du flux d’hiver.
La productivitรฉ primaire
La Mer dโArabie est lโune des rรฉgions les plus fertiles dans le monde (Banse et McClain, 1986; Bauer et al., 1991). Bien qu’elle ne couvre que 1% de la surface ocรฉanique mondiale, sa productivitรฉ primaire reprรฉsente ~5 % de la production marine mondiale en raison dโun systรจme dโupwelling saisonnier particuliรจrement dรฉveloppรฉ.
Pendant lโรฉtรฉ, les vents du S-O permettent la mise en place d’un upwelling tout le long des cรดtes de Somalie et dโOman (Honjo et al., 1999; Colborn, 1975 ; Wyrtki, 1973). Lโaction conjuguรฉe des vents de surface parallรจles ร la cรดte et de la force de Coriolis, se traduit par un dรฉplacement moyen des couches dโeaux superficielles perpendiculairement ร la direction du vent et ร la cรดte (figure 10A). Les eaux plus profondes, plus froides et riches en รฉlรฉments nutritifs, remontent ร la surface (pompage dโEckman) gรฉnรฉrant ainsi un intense bloom du phytoplancton (figure 10B). Lorsque lโupwelling estival est actif, la dรฉgradation de la matiรจre organique augmente la consommation de lโoxygรจne dissous dans les eaux intermรฉdiaires ce qui entraรฎne la formation dโune Zone ร Minimum dโOxygรจne (OMZ) entre 200 et 1000 m de profondeur (Hermelin et Shimmield, 1990) qui sโรฉtend largement dans le N-O de la Mer dโArabie.
Pendant lโhiver, le renversement des vents (principalement du N-E) entraรฎne une suppresssion des cellules dโupwelling ร lโOuest et au Nord de la Mer d’Arabie. Un upwelling modรฉrรฉ se dรฉveloppe ร lโEst de la Mer dโArabie (Colborn, 1975 ; Dueing et Koske, 1967 ; Schott et McCreary, 2001) notamment le long des cรดtes du Pakistan. Ainsi, lโactivitรฉ biologique est รฉlevรฉe pendant les deux saisons (Honjo et al., 1999). Cependant, la productivitรฉ de surface est significativement plus importante pendant la mousson du S-O que pendant la mousson du N-E (figure 11).
Entre les deux saisons de mousson, les eaux de la Mer d’Arabie sont stratifiรฉes et la productivitรฉ primaire est faible (Cowie, 2005 ; Wiggert et al., 2005).
Fig 11. La rรฉpartition saisonniรจre de la concentration des eaux de surface en Chlorophylle dans la Mer d’Arabie rentre 1998 et 2005 dโaprรจs le projet SeaWiFS (oceancolor.gsfc.nasa.gov/cgi/l3). Les zones rouges reprรฉsentent une forte activitรฉ biologique suite ร l’intensification de l’upwelling cรดtier. Par contre les zones bleus clairs ร foncรฉs reprรฉsentent des eaux appauvries en รฉlรฉments nutritifs Contrairement au N-O de la Mer d’Arabie, le Golfe d’Aden a รฉtรฉ considรฉrรฉ, dans des รฉtudes trรจs limitรฉes (Almogi-Labin et al., 2000; Van Couwelaar, 1997), comme รฉtant une zone trรจs peu enrichie en รฉlรฉments nutritifs ayant une productivitรฉ maximale en hiver en raison du mรฉlange convectif profond. En รฉtรฉ, les concentrations en รฉlรฉments nutritifs de surface ont รฉtรฉ estimรฉes entre 14 et 17.5 ml.m-2 (Van Couwelaar, 1997). Le maximum de biomasse de zooplancton est enregistrรฉ au large la Somalie et de l’Oman avec ๏พ38 ml. m-2 en moyenne. Les tempรฉratures de surface sont relativement chaudes (figure 12), comprises entre 29 et 30 ยฐC, cโest ร dire 3 ร 6 ยฐC plus รฉlevรฉes que les tempรฉratures des eaux dโupwelling de la Somalie et de lโOman (Wyrtki, 1971; Van Hinte et al., 1995; Rixen et al., 1996; Van Couwelaar, 1997).
Des travaux rรฉcents basรฉs sur des relevรฉs saisonniers (Bower et al., 2012; Morcos et Abdallah, 2013; Yao et Hoteit, 2015), suggรจrent cependant quโun upwelling se produit dans le Golfe d’Aden pendant la mousson du S-O. La rรฉpartition saisonniรจre actuelle de la concentration des eaux de surface en chlorophylle (figure 13) indique que les valeurs les plus faibles sont enregistrรฉes au printemps (Mars-Juin) alors que le maximum se produit en รฉtรฉ (Juillet-Septembre). Les รฉtudes de modรฉlisation montrent que cet upwelling permet la remontรฉe dโรฉlรฉments nutritifs qui sont ensuite transfรฉrรฉs vers la Mer Rouge par le flux dโeau entrant, circulant en sub-surface et aux profondeurs intermรฉdiaires (Aiki et al., 2006; Yao et al., 2014).
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Table des matiรจres
Introduction gรฉnรฉrale
Partie I. Prรฉsentation du secteur dโรฉtude : Le Nord-Ouest de la Mer dโArabie et sa variabilitรฉ palรฉoclimatique
Chapitre 1. Le contexte actuel – Nord-Ouest de la Mer d’Arabie et les continents djacents
Introduction
I. Le contexte climatique rรฉgional : La mousson indienne
II. L’influence du changement climatique saisonnier sur l’hydrologie continentale et sur la circulation atmosphรฉrique dans le N-O de la Mer d’Arabie
II.1. L’hydrologie continentale en Arabie et sur la Corne de l’Afrique
II.1.1. La variation des prรฉcipitations et des tempรฉratures en Arabie et sur la Corne de l’Afrique
II.1.2. La vรฉgรฉtation en Arabie et sur la Corne de l’Afrique
II.1.2.1. Les grands traits phytogรฉographiques
II.1.2.2. La rรฉpartition de la mangrove le long des cรดtes de la Mer Rouge et du Golfe dโAden
II.2. La variabilitรฉ saisonniรจre de la circulation atmosphรฉrique et son effet sur la circulation ocรฉanique ainsi que la productivitรฉ primaire dans le N-O de la Mer d’Arabi
II.2.1. La circulation ocรฉanique
II.2.2. La productivitรฉ primaire
III. Conclusions
I. Rappels sur les changements climatiques pendant les derniers 20 000 ans: la thรฉorie astronomique des climats et les caractรฉristiques de la derniรจre dรฉglaciation
II. La reconstitution des changements palรฉohydrologiques en Arabie et sur la Corne de l’Afrique
II.1. Les changements hydrologiques en Arabie
II.2. Les changements hydrologiques dans la Corne de l’Afrique
II.3. La rรฉponse du couvert vรฉgรฉtal aux changements climatiques
III. La variation de l’intensitรฉ des vents de la mousson indienne
III.1. Les changements de la circulation atmosphรฉrique et leurs effets sur le transport dรฉtritique
III.2. Les variations de la productivitรฉ primaire dans la Mer dโArabie
IV. L’effet du changement du niveau marin sur la telรฉconnection entre la Mer Rouge et le Golfe d’Aden
V. Conclusion
Partie II. Matรฉriel et mรฉthodes
Chapitre 1. Prรฉsentation de la carotte MD92-1002
I. Localisation
II. Les travaux antรฉrieurs effectuรฉs sur la carotte MD92-1002
III. Description lithologique de la carotte MD92-1002
Chapitre 2. Mรฉthodes analytiques
I. Les analyses isotopiques de l’oxygรจne
I.1. Lโespรจce de foraminifรจre planctonique Globigerinoides ruber
I.2. La stratigraphie isotopique
II. Le modรจle d’รขge
III. L’รฉtude palynologique
III.1. La palynologie: un outil palรฉoenvironnemental
III.2. Le traitement chimique des รฉchantillons palynologiques
III.3. Comptage et identification des grains de pollen et des dinokystes
III.4. Le calcul des pourcentages
III.7. Les analyses statistiques appliquรฉes sur les taxons de pollen et les kystes de dinoflagellรฉs
III.7.1. Classification Ascendante Hiรฉrarchique (CAH)
III.7.2. L’Analyse Factorielle des correspondances (AFC)
IV. Les analyses gรฉochimiques par spรฉctromรฉtrie de fluorecence des rayons X
Partie III. Rรฉsultats et discussion
Chapitre 1. Reconstitution des changements environnementaux et hydrologiques sur les bordures continentales du Golfe d’Aden pendant les derniers 20 000 ans (Article1)
Article 1. Hydro-climate changes over Southwestern Arabia and the Horn of Africa during the last Glacial-Interglacial transition: A pollen record from the Gulf of Aden
Introduction
I. Modern environmental setting
I.1 Regional climatology
I.2. The Gulf of Aden
I.3. Vegetation
II. Material and Methods
II.1 Core MD92-1002
II.2 Age model
II.3 Pollen analyses
III. Results
IV. Discussion
IV.1. Regional environment
IV.2. Local hydrology and relations with the surrounding land masses
IV.3. Humidity evolution and ITCZ dynamics over the Horn of Africa and Arabia
Conclusion
Chapitre 2. L’รฉvolution de la productivitรฉ de surface et du contenu en matiรจre organique totale dans le Golfe d’Aden depuis le Dernier Maximum Glaciaire (Article 2)
Article 2. Past productivity variations and organic carbon burial in the Gulf of Aden since the Last Glacial Maximum
I. Introduction
II. Material and methods
II.1. Stable isotopic stratigraphy and 14C dating
II.2. Palynological records
II.3. Organic Carbon content and XRF-derived bromine
III. Results
IV. Discussion
IV.1. Paleo-environmental interpretation of dinoflagellate assemblages
IV.2 Sequence of events across the last deglaciation in Core MD92-1002
IV.3. Factors controlling the organic carbon production in the Gulf of Aden
V. Conclusions
Conclusion gรฉnรฉrale et perspectives
Annexes
Annexe 1. Description lithologique de la carotte MD92-1002
Annexe 2. Les rรฉsultats d’analyse de ฮด18O G.ruber
Annexe 3. Quelques photos des grains de pollen et de dinokystes
Annexe 4. Tableau de comptage
Annexe 5. Application de lโananlyse statistique sur les taxons polliniques
Annexe 6. Prรฉsentation du traceur ยซ Brome ยป
Annexe 7. Les donnรฉes de Br (XRF) en fonction de la profondeur de la carotte MD92-1002
Annexe 8 : Autres rรฉsultats dโanalyse par XRF
Rรฉfรฉrences bibliographiques
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