PENETRATION DU CARBONE ANTHROPIQUE DANS L’OCE AUSTRAL A LA FRONTIERE INDIEN-ATLANTIQUE

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Caractéristiques biogéochimiques

Production primaire et production exportée

L’Océan Austral, qui a longtemps été pressenti comme une des régions les plus productives au monde, s’est avéré être en réalité la plus vaste région HNLC (High Nutrient Low Chlorophyll, Minas et Minas, 1992). En effet, bien que la disponibilité des éléments majeurs C, N, P et Si soit suffisante pour assurer le développement du phytoplancton, la concentration moyenne en chlorophylle de l’Océan Austral reste globalement faible (< 0,5 mg/m3 selon Moore et Abott, 2000). Plusieurs raisons peuvent être évoquées pour expliquer la limitation de la production primaire dans les eaux antarctiques : si les macronutriments y sont rarement épuisés, la limitation par les micronutriments, le fer en particulier, est aujourd’hui largement reconnue (Martin et al., 1990a et 1990b ; de Baar et al., 1995 ; de Baar et al., 2005) ; les autres facteurs limitants sont la lumière, la température des eaux de surface, la stabilité de la colonne d’eau et la pression de broutage (e.g. Fiala et al., 1998 ; Moore et Abott, 2000).
Certaines zones bien localisées de l’Océan Austral offrent toutefois un environnement favorable au développement du phytoplancton (e.g. Sullivan et al., 1993 ; Moore et Abott ; Tyrell et al., 2005). Moore et Abott (2000) identifient trois types de zones productives où la chlorophylle dépasse 1 mg/m3 : les eaux peu profondes (zones côtières et marginales), les eaux en bordure des glaces au printemps lors du retrait saisonnier de la glace de mer et les zones de l’océan ouvert associées à une activité tourbillonnaire importante généralement observée au niveau des fronts hydrologiques (Figure 1.10).

Distribution des sels nutritifs majeurs

Il existe un lien étroit entre les producteurs primaires et l’abondance relative des sels nutritifs majeurs : en raison de la dominance des diatomées, les eaux oligotrophes présentent généralement une consommation prononcée en silicates qui entraîne un potentiel pour un excès relatif de nitrates alors que la succession diatomées-flagellés, souvent observée dans les zones fertiles, entraînerait plutôt un excès relatif de silicates (Goeyens et al., 1998). L’excès relatif de nitrates est maximum dans la Zone Subantarctique puis décroît du Front Polaire vers les hautes latitudes. La variation spatiale des abondances relatives de silicates et de nitrates est une caractéristique qui peut se révéler particulièrement intéressante pour suivre le transport des masses d’eau formées dans l’Océan Austral. Sarmiento et al. (2004) ont proposé l’utilisation d’un nouveau traceur conservatif noté Si* et définit comme la différence entre les concentrations de silicates et de nitrates (Figure 1.12). Les valeurs de surface de Si* sont minimales aux moyennes latitudes où l’excès relatif de nitrates est maximum (Figure 1.13). Ce critère peut être utilisé pour suivre l’Eaux de Mode Subantarctique (SAMW) formée aux moyennes latitudes (Figure 1.13).
La remontée d’eaux profondes aux hautes latitudes et la subduction des eaux de mode aux moyennes latitudes sont un maillon essentiel dans le cycle des éléments. Les sels nutritifs ramenés en surface dans l’Océan Austral sont en partie utilisés par les organismes autotrophes (production nouvelle, environ 1 Gt de carbone par an selon Pollard et al., 2006). La matière fonctionnelle et structurale formée en surface va éventuellement transiter par les différents niveaux de la chaîne alimentaire avant d’être reminéralisée par l’activité microbienne dans la couche productive (régénération) ou dans l’océan profond. Les sels nutritifs qui ne sont pas consommés dans l’Océan Austral, sont transportés vers le nord par la SAMW et alimentent ainsi la production primaire aux basses latitudes (Sarmiento et al., 2004). De ce fait l’Océan Austral exerce un contrôle important sur la productivité océanique globale. Les expériences numériques réalisées par Marinov et al. (2006) montrent en effet que si les sels nutritifs étaient entièrement épuisés dans la Zone Subantarctique, la production exportée pourrait diminuer de 75% au nord de 30°S.
Nous avons vu que la distribution des sels nutritifs résulte d’un équilibre entre les mécanismes biologiques et dynamiques. En surface la concentration de sels nutritifs dépend fortement de l’activité photosynthétique et des mélanges convectifs. Sous 300m de profondeur, en revanche, Pollard et al. (2006) remarquent que l’efficacité du mélange isopycnal assure une bonne homogénéisation des eaux, ce qui a pour effet de masquer le processus de reminéralisation de la matière organique. Le cycle du carbone dans l’océan présente une particularité par rapport au cycle des sels nutritifs puisque la concentration de carbone inorganique dissous en surface est également étroitement dépendante des échanges de CO2 avec l’atmosphère.

Les échanges air-mer de CO2

L’échange de CO2 entre l’océan et l’atmosphère dépend de la différence des pressions partielles de CO2 dans l’eau et dans l’air (∆pCO2). Le sens du flux air-mer est donné par le signe de ∆pCO2 qui est par définition positif quand la pCO2 océanique est supérieure à la pCO2 atmosphérique (flux vers l’atmosphère), et négatif quand la pCO2 océanique est inférieure (flux vers l’océan). L’intensité du flux (F) dépend de la valeur absolue de ∆pCO2 pondérée par un facteur k (F = k . ∆pCO2). La valeur de k est liée aux conditions atmosphériques et océaniques, comme les vents qui intensifient les échanges, la présence de glace ou de surfactants qui les freinent et la solubilité du CO2 dans l’eau de mer qui est principalement contrôlée par la température (le CO2 se dissous mieux dans les eaux froides) et dans une moindre mesure par la salinité.
L’analyse des mesures atmosphériques et océaniques ainsi que les modèles numériques montrent que l’océan absorbe environ 2 Gt de carbone par an (e.g. Battle et al., 2000 ; Orr et al. 2001 ; McNeil et al., 2003). Ce flux net de CO2 vers l’océan est le résultat d’une disparité entre les régions océaniques qui absorbent du CO2 (puits) et celles qui rejettent du CO2 (source). Différentes méthodes de calcul indiquent que l’Océan Austral agit globalement comme une région puits (e.g. Takahashi et al. , 2002 ; Roy et al., 2003 ; Gurney et al., 2004). Les estimations basées sur les mesures océaniques obtenues depuis une trentaines d’années par des équipes internationales ont été récemment révisées (Figure 1.14). Le résultat de cette synthèse montre que les flux annuels de CO2 sont proches de l’équilibre aux hautes latitudes sud où des eaux profondes riches en carbone remontent en surface (puits de CO2 de 0,3 GtC/an au sud de 50°S) alors que la zone frontale polaire, lieu de formation des eaux de mode, est une importante région d’absorption du CO2 atmosphérique (entre 0,5 et 1 GtC/an selon Metzl et al., 1999).
A l’échelle interannuelle, les observations révèlent d ’importantes variations de l’intensité du puits de CO2 dans l’Océan Austral en relation avec des événements climatiques de grande ampleur tel l’ENSO (Jabaud-Jan et al., 2004) ou régionaux comme les apports épisodiques de poussières (Brévière et al., 2006). Ces observations nous renseignent sur ce que sera le rôle de l’Océan Austral dans un environnement qui pourrait devenir plus chaud et plus aride.

DONNEES RECENTES ET HISTORIQUES

Présentation des campagnes

Notre étude est basée sur des données récoltées depuis la fin des années 1970 dans le cadre des programmes GEOSECS, INDIGO, WOCE et OISO (Figure 1.15). Si l’Océan Austral est longtemps resté la zone océanique la moins bien couverte par les réseaux d’observation du fait de son éloignement et des mauvaises conditions météorologiques, on constate que ce n’est plus la cas aujourd’hui. On remarque que les premières campagnes en mer étaient plus souvent réalisées pendant la période estivale, mais les campagnes hivernales se sont peu à peu multipliées avec la modernisation des moyens techniques (navigation moderne assistée de l’observation satellitale et matériel océanographique adapté). Ainsi, les campagnes historiques GEOSECS et INDIGO ont toutes été réalisées de novembre à avril (été austral), alors que les campagnes récentes WOCE et OISO ont pu être réalisées aux deux saisons (Tableau 1).

Protocoles d’échantillonnage et techniques de mesure

Dans cette étude, nous avons utilisé des mesures discrètes de température (T), salinité (S), oxygène (O2), carbone inorganique dissous (DIC), alcalinité (TA), phosphates (P), nitrates+ nitrites (N), silicates (Si), et CFCs (données bouteilles). Ces mesures effectuées en station sont complétées par des profils verticaux continus de T, S, O2 et fluorescence enregistrés par une sonde CTD (Conductivity-Temperature-Depth) également équipée d’un capteur d’oxygène et d’un fluorimètre, ainsi que par des mesures continues de surface (5m) de T, S, DIC, TA, chlorophylle-a et pression partielle de CO2 effectuées au cours des campagnes OISO. Les protocoles d’échantillonnage et techniques de mesures utilisés pendant les campagnes présentées dans la section précédente ne sont pas décrits en détail en raison du trop grand nombre d’informations, mais les références des méthodes sont données. Pour plus de détails on pourra se reporter aux rapports de campagne en mer GEOSCECS Indian Expedition (Weiss et al., 1983), INDIGO 1 (Poisson et al., 1985), INDIGO 3 (Poisson et al., 1987) et WOCE (WOCE Data Products Committee, 2002). Les données OISO ont été publiées par Jabaud-Jan et al. (2004) et Metzl et al. (2005).
GEOSECS
Le programme GEOSECS a permis d’acquérir le premier jeu de données global de T, S, O2, DIC, TA et sels nutritifs (P, N et Si). La campagne GEOSECS Indian Ocean Expedition (1977- 1978), qui compose la dernière partie du programme GEOSECS, a été entièrement réalisée à bord du Navire Océanographique américain Melville (même équipe, même matériel). Les protocoles d’échantillonnage et les techniques de mesures sont à peu de chose près identiques à ceux des campagnes précédentes réalisées dans l’Atlantique et le Pacifique. Les échantillons sont prélevés dans des bouteilles Niskin de 30 litres réparties sur deux rosettes. Deux palanquées sont réalisées à chaque station de manière à échantillonner environ 45 profondeurs. La température, la conductivité et la pression sont enregistrées au cours de la descente et de la remontée par une sonde CTD fixée sur la rosette inférieure, également équipée d’un capteur d’oxygène et d’un compteur de particules. Des paires de thermomètres à renversement (l’un protégé des effets de pression, l’autre non) sont également fixées sur chacune des rosettes pour permettre la calibration de la pression et de la température mesurées par la CTD. Le contrôle de la salinité se fait par comparaison avec les mesures réalisées à bord à l’aide d’un salinomètre calibré avec un échantillon standard d’eau de mer. L’oxygène, les sels nutritifs, le carbone inorganique dissous et l’alcalinité sont également mesurés à bord. L’oxygène est déterminé par titration (méthode de Winkler) et les sels nutritifs (P, N et Si) sont analysés simultanément en utilisant un AutoAnalyseur Technicon. Le carbone inorganique dissous et l’alcalinité sont déterminés par titration à l’acide (méthode potentiométrique). Le système de titration est calibré régulièrement à l’aide de solutions standards préparées à bord.
INDIGO
Les trois campagnes INDIGO ont été réalisées à bord du Navire Océanographique français Marion Dufresne. Vingt-quatre stations ont été occupées pendant la campagne INDIGO 1 et vingt-neuf pendant la campagne INDIGO 3. Les échantillons d’eau de mer sont prélevés à l’aide d’une rosette couplée à une sonde CTD Neil Brown équipée de 12 bouteilles Niskin de 12 litres, d’un capteur d’oxygène. Sur chacune des bouteilles de la rosette, des seringues à remplissage automatique ont aussi été installées pour prélever les échantillons destinés à la mesure des fréons (CFC11 et CFC12). Trois ou quatre palanquées sont réalisées à chaque station pour échantillonner jusqu’à 41 profondeurs. En plus des profils verticaux réalisés par la sonde CTD à la descente et à la remontée de chaque palanquée, la température et la salinité de surface sont enregistrées en continu au cours des transits à l’aide d’un thermosalinographe. Des sondes XBT (Expandable Bathy-Thermograph), permettant d’obtenir des profils verticaux de température, ont également été larguées entre certaines stations de la campagne INDIGO 3. Les paramètres suivants sont mesurés directement à bord : S, O2, DIC, TA, sels nutritifs (P, N, Si et ammonium), fréons (CFC11 et CFC12), pCO2, pH, calcium et magnésium. D’autres échantillons sont stockés pour être analysés de retour à terre (chlorophylle-a et autres pigments, biomasse bactérienne, baryum, néodyme, carbone 14, hélium, tritium, et autres traceurs biogéochimiques).
La salinité est mesuré avec un salinomètre Guildline calibré à l’aide de standards d’eau de mer IAPSO (référence internationale). L’oxygène est déterminé par titration suivant la méthode de Winkler. Pendant la campagne INDIGO 1, le dosage des nitrates, des nitrites et des silicates est effectué par analyse automatique (AutoAnalyseur II Technicon), alors que les phosphates sont déterminés manuellement par colorimétrie sur un spectrophotomètre Beckman. Pendant la campagne INDIGO 3, tous les sels nutritifs sont dosés avec l’AutoAnalyseur II Technicon. Le carbone inorganique dissous et l’alcalinité sont mesurés simultanément par dosage potentiométrique. Le système de dosage est calibré à l’aide de solutions standards préparées au laboratoire. Les méthodes d’échantillonnage et de mesure des fréons (CFC 11 et 12) sont décrites par Mantisi et al. (1991).

Méthode de Chen (C0)

Présentation de la méthode

La méthode de Chen, qui est à l’origine des premières estimations globales de carbone anthropique dans l’océan obtenues à partir des observations, découle directement de la technique dite de ‘back-calculation’ mise au point par Brewer (1978) et Chen et Millero (1979). Cette technique consiste à dissocier le carbone inorganique dissous (DIC) d’origine naturelle, ou non anthropique, du carbone d’origine anthropique (Cant). Le principe de back-calculation est illustré Figure 2.1.
Les concentrations de DIC mesurées dans l’océan intérieur résultent principalement du transport par la dynamique océanique de carbone dissous dans les eaux de surface au contact de l’atmosphère (carbone préformé, C0) auquel s’ajoute le DIC généré in situ par des processus biologiques (contribution biologique, Cbio). Le carbone préformé est lui-même composé d’une partie naturelle, le carbone préformé préindustriel (C0,PI), et d’une partie anthropique issue de la dissolution du CO2 atmosphérique d’origine anthropique (Cant). Le DIC mesuré dans l’océan intérieur peut ainsi être décomposé en trois termes : un terme anthropique (Cant) et deux termes naturels (C0,PI et Cbio). C’est la détermination de ces deux derniers termes qui nous permet d’estimer Cant à partir des mesures de DIC, de la façon suivante : Cant = DIC – Cbio – C0,PI (1)
L’équation 1, qui est la formulation générale de la technique de back-calculation, est à la base des deux méthodes historiques C0 et ∆C*.
Contribution biologique (Cbio)
La formulation de la contribution biologique (Cbio), qui est la même dans les méthodes C0 et ∆C*, fait intervenir des mesures d’oxygène (O2) et d’alcalinité (TA) et les rapports molaires C/O2 et N/O2 (rapports de Redfield). En effet, en dehors de la couche productive de surface, les variations de DIC induites par l’activité biologique sont essentiellement contrôlées par deux processus, la dissolution des carbonates (équation 2) et la reminéralisation de la matière organique (équation 3, Redfield et al., 1963).
CaCO3 → Ca2+ + CO32- (2)
(CH2O)106(NH3)16(H3PO4) + 138.O2 → 106.CO2 + 16.NO3- + HPO42- + 18.H+ + 122.H2O (3) Lors du processus de dissolution des éléments carbonatés (coquilles et tests calcaires), la libération d’ions CO32- et Ca2+ dans le milieu se traduit par une augmentation de DIC associée à une augmentation du double en alcalinité (∆DICCaCO3=1/2.∆TACaCO3). Le DIC généré par reminéralisation de la matière organique (organismes morts, pelotes fécales) peut être déduit de la consommation d’oxygène en utilisant le rapport molaire C/O2 (∆DICPOM =106/-138.∆O2). La libération d’ions HPO42- et H+ (transfert de protons) génère également une variation d’alcalinité proportionnelle à la production de nitrates elle-même reliée à la consommation d’oxygène par le rapport molaire N/O2 (∆TAPOM = 16/-138.∆O2). L’augmentation totale de DIC peut être formulée de la façon suivante : Cbio = 0,5.∆TA – (C/O2 + 0,5.N/O2).∆O2 (4)
∆TA est la variation d’alcalinité générée par la reminéralisation de la matière organique et la dissolution des carbonates (∆TACaCO3+∆TAPOM) et ∆O2 est la variation d’oxygène associée au processus de reminéralisation de la matière organique. Dans l’hypothèse où l’océan opère à l’état stationnaire, c’est-à-dire que les mécanismes physiques et biogéochimiques restent constants, ∆TA et ∆O2 peuvent être déterminés par différence entre la concentration mesurée (TA et O2) et la concentration préformée (TA0 et O20).
Les termes ∆TA et ∆O2 sont utilisés ici pour décrire une augmentation d’alcalinité et une diminution d’oxygène (consommation) et sont par définition positifs ou nuls :
∆TA = TA – TA0 (5)
∆O2 = O20 – O2 (6)
De nombreuses études ont montré que l’alcalinité de surface varie en relation avec d’autres traceurs océaniques comme la température, la salinité et les sels nutritifs (e.g. Poisson et Chen, 1987 ; Körtzinger et al., 1998 ; Millero et al., 1998 ; Gruber et al., 1996 ; Sabine et al., 1999 ; Lee et al., 2003 ; Ríos et al., 2003). Il est donc possible d’estimer l’alcalinité préformée (TA0) en se basant uniquement sur les observations. Néanmoins, il faut faire ici l’hypothèse que la relation liant l’alcalinité aux autres traceurs océaniques est restée la même depuis l’ère préindustrielle.
On considère ainsi que l’alcalinité des eaux de surface ne varie pas avec l’invasion de CO2 anthropique. Or, l’ajout de CO2 entraîne une modification des équilibres chimiques qui pourrait engendrer une diminution de l’alcalinité (acidification des eaux de surfaces). Cependant, l’océan de surface étant sursaturé en carbonates, l’ajout de CO2 anthropique ne devrait pas avoir d’incidence directe sur l’alcalinité préformée (TA0)

Table des matières

INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE 1 – PRESENTATION DE LA ZONE D’ETUDE
INTRODUCTION
A – CONTEXTE DYNAMIQUE ET BIOGEOCHIMIQUE
1 – Intérêt de la zone d’étude
2 – Dynamique océanique
a) Circulation
b) Fronts hydrologiques
c) Masses d’eau
3 – Caractéristiques biogéochimiques
a) Production primaire et production exportée
b) Distribution des sels nutritifs majeurs
c) Les échanges air-mer de CO2
B – DONNEES RECENTES ET HISTORIQUES
1 – Présentation des campagnes
2 – Protocoles d’échantillonnage et techniques de mesure
3 – Ajustement des mesures
CHAPITRE 2 – METHODES DE CALCUL DU CARBONE ANTHROPIQUE
1 – Historique des méthodes
2 – Méthode de Chen (C0)
a) Présentation de la méthode
b) Paramétrisations
3 – Méthode de Gruber (?C*)
a) Présentation de la méthode
b) Paramétrisations
4 – Méthode TrOCA
a) Présentation de la méthode
b) Paramétrisations
5 – Incertitudes et erreurs
a) Discussion des incertitudes
b) Evaluation des erreurs
CHAPITRE 3 – PENETRATION DU CARBONE ANTHROPIQUE DANS L’OCE AUSTRAL A LA FRONTIERE INDIEN-ATLANTIQUE (SECTION WOCE I6)
INTRODUCTION
A – DISTRIBUTION DU CARBONE ANTHROPIQUE
1 – Résultats de la méthode de Chen (C0)
a) Distribution du carbone anthropique
b) Etude de sensibilité
c) Discussion
2 – Comparaison de trois méthodes directes : C0, ?C* et TrOCA
3 – Evaluation des résultats du modèle OPA-PISCES
a) Présentation du modèle et forçages
b) Distribution à 30°E
c) Discussion
B – INVENTAIRES DE CARBONE ANTHROPIQUE
1 – Inventaires de carbone anthropique déduits des observations
2 – Inventaires de carbone anthropique déduits du modèle OPA-PISCES
CONCLUSION
CHAPITRE 4 – ETUDE DE LA VARIATION DECENNALE DU CYCLE DU CAR DANS LES EAUX DE MODE DE L’OCEAN INDIEN
INTRODUCTION
1 – Caractérisation des Eaux de Mode dans l’Océan Indien Sud Ouest
2 – Evolution décennale des propriétés physiques et biogéochimiques
a) Température et salinité
b) Carbone inorganique dissous
c) Oxygène, alcalinité et nitrates
3 – Accumulation de carbone anthropique
4 – Discussion
a) Evolution décennale du système dynamique
b) Evolution décennale de l’activité biologique
c) Evolution décennale du cycle du carbone
CONCLUSION
CONCLUSION GENERALE
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES

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