Variabilit´e du contenu en chlorophylle `a la surface de l’oc´ean le long des cˆotes africaines entre 10 et 33 ◦N

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Dynamique de m´eso´echelle dans les EBUS

Les syst`emes d’upwelling pr´esentent une activit´e de m´eso´chelle particuli`ere. Les images satellites montrent `a la fois des structures de type tourbillon et des structures plus fines notamment dans la r´egion frontale s´eparant les eaux froides d’upwelling et les eaux de surface du large [Fig. 1.4]. Ceci est visible aussi bien sur les champs physiques (SST) que sur les champs biog´eochimiques (chlorophylle) [Fig. 1.4].
Cette partie vise a` expliquer la nature des structures observ´ees. Je traiterai dans un premier temps des structures de petites ´echelles au niveau du front d’upwelling. Ensuite, je ferai la transition avec les structures tourbillonnaires observ´ees plus loin au large.
Instabilit´e d’un courant de bord
Le jet cˆotier d’un syst`eme d’upwelling pr´esente souvent des m´eandres. Le ph´eno-m`ene s’explique principalement par l’instabilit´e barocline. En imposant une pente aux surfaces isopycnales, l’upwelling cˆotier favorise l’inversion du gradient de vor-ticit´e potentielle, condition n´ecessaire au d´eveloppement de l’instabilit´e barocline (Charney, 1947; Eady, 1949). L’analyse de la stabilit´e d’un front d’upwelling dans un mod`ele a` 2 couches sugg`ere que le cas particulier d’un front d’upwelling induit une condition d’instabilit´e moins restrictive que dans le cas d’un mod`ele quasi-g´eostrophique (Barth, 1989a). L’id´ee sous-jacente est que la pente de la topogra-phie et les forts d´eplacements des interfaces ´elargissent la condition d’instabilit´e. Il se d´eveloppe alors une instabilit´e barocline proche de l’instabilit´e barocline tradi-tionnelle (Barth, 1989a,b, 1994). La longueur d’onde est d’environ 100km dans un syst`eme lin´earis´ autour d’un ´etat d’´equilibre stationnaire.
Un second mode dit frontal peut ´egalement se d´evelopper avec une longueur d’onde plus petite (environ 20km). Ce second mode est intimement li´e `a l’instabi-lit´e barocline mais poss`ede ´egalement un m´ecanisme de type instabilit´e de Kelvin-Helmotz (Barth, 1994). Les deux modes ont une energ´etique l´eg`erement diﬀ´erente. La contribution de l’´energie cin´etique de l’´etat moyen est plus grande dans le cas du mode traditionnel de grande longueur d’onde. A partir de mod`eles num´eriques, de nombreuses ´etudes ont confirm´e les r´esultats de l’analyse de stabilit´e lin´eaire (Mc-Creary et al., 1991; Durski et Allen, 2005) et ont retrouv´ l’existence d’un mode de grande longueur d’onde (entre 50 et 100 km) et d’un mode de courte longueur d’onde. La longueur d’onde du mode court est alors plus petite que les pr´edictions de l’analyse lin´eaire de l’ordre de 8-10km selon Durski et Allen (2005).
La longueur du mode le plus instable d´epend de l’´etat du syst`eme qui lui va-rie dans le temps. Des ´echelles plus grandes (40-80km) se d´eveloppent apr`es le d´eveloppement de modes courts (8-10km) (Durski et Allen, 2005) [Fig. 1.5]. Dans l’exp´erience de Durski et Allen (2005), qui mod´elise l’´etablissement d’un syst`eme upwelling cˆotier id´ealis´e, la longueur d’onde la plus pr´esente visuellement passe de 10km au jour 10 a` 50km au jour 18 et 60 km au jour 22 [Fig. 1.5]. Les processus permettant aux ´echelles courtes de transf´erer de l’´energie vers les ´echelles longues restent une question assez ouverte et mettent vraisemblablement en jeu des interac-tions non-lin´eaires.
La turbulence oc´eanique de m´eso´echelle
Une activit´e de m´eso´echelle relativement intense est observ´ee dans les EBUSs. Elle est caract´eris´ee par un champ de tourbillons en interaction. Ces tourbillons se traduisent sur l’´el´evation de la surface libre par des anomalies plus ou moins circulaires [Fig. 1.4]. La source principale pour la formation et le maintien de ce champ de tourbillons est l’instabilit´e barocline des courants de bord (Marchesiello et al., 2003). A chaque apport d’´energie par un coup de vent, celle-ci est d’abord communiqu´ee aux structures de petites tailles, avant de migrer vers les structures plus grandes (Durski et Allen, 2005). Plusieurs m´ecanismes ont et´ propos´es pour expliquer le d´eplacement progressif de l’´energie vers les grandes ´echelles. Comme ce sont les modes les plus instables qui se d´eveloppent le plus vite, on ne voit apparaˆıtre les modes de plus grandes longueurs d’ondes que plus tard (McCreary et al., 1991). Une autre hypoth`ese est que les interactions non lin´eaires entre les perturbations induit une augmentation de la taille des perturbations (McCreary et al., 1991).
Lorsqu’un courant orient´ de la cˆote vers le large transport des eaux froides d’up-welling, on parle de filament d’upwelling [Fig. 1.4]. Plusieurs concepts de filaments ont et´ avanc´es (Strub et al., 1991). Dans un certain nombre de cas, il s’agit d’une d´eformation du jet cˆotier pour faire un m´eandre de la taille d’environ 100-300km (Flament et al., 1985). Les filaments constituent alors la partie du m´eandre allant vers le large. Les filaments peuvent ´egalement ˆetre g´en´r´es par le champ de tour-billons de m´eso´echelle, dans les r´egions o`u le champ de vitesse est dirig´e vers le large. Ce concept diﬀ`ere du pr´ec´edent par la diﬀ´erence d’intensit´e entre le jet cˆotier et les tourbillons, par la continuit´e du jet dans le cas du m´eandre. L’´eventuelle continuit´e du jet cˆotier est importante car elle signifie que le jet cˆotier transporte des mat´eriaux sur de grandes distances alors que dans l’autre cas, l’eau du jet cˆotier se renouvelle (Strub et al., 1991). Enfin, les jets (squirts) sont g´en´er´es par la convergence des courants parall`eles `a la cˆote sous l’action du for¸cage, par exemple dans le cas d’une structure de vent de petite ´echelle (Strub et al., 1991).
Les filaments se pr´esentent sous la forme d’une langue d’eau froide plutˆot mince (30km) pouvant ˆetre quasi rectiligne ou fortement d´eform´ee par des instabilit´es (Fla-ment et al., 1985). Les filaments contribuent de fa¸con tr`es significative au transport vers le large. Flament et al. (1985) estiment cette contribution sup´erieure au trans-port d’Ekman le long de la cˆote californienne. Kostianoy et Zatsepin (1996) estiment que la moiti´e du transport vers le large se passe dans les filaments. La localisation des filaments est g´en´eralement d´etermin´ee par la topographie. Ils sont souvent au niveau des caps (Marchesiello et al., 2003). Les accidents topographiques facilitent le d´ecollement du jet cˆotier de la cˆote et de la rupture de pente entre le plateau et le talus continental (Dale et Barth, 2001; Castelao et Barth, 2006b). De plus, la localisation des fronts de SST est pour une large partie contrˆol´ee par la topographie (Castelao et al., 2005).

Impact sur l’´ecosyst`eme

Dans cette th`ese, on s’int´eresse principalement aux premiers maillons de l’´ecosys-t`eme a` savoir le phytoplancton et le zooplancton. Avant de d´evelopper les sp´ecificit´es des ´ecosyst`emes des r´egions d’upwelling cˆotier, je voudrais rappeler ici les grands traits des ´ecosyst`emes marins. La production primaire en est le premier maillon en transformant de la mati`ere min´erale en mati`ere organique. Elle est principalement d´ependante de la lumi`ere, des nutriments et de la biomasse pr´eexistante. La lumi`ere est le premier facteur structurant un ´ecosyst`eme bas´e sur la photosynth`ese. C’est donc autour de la lumi`ere que va s’articuler l’´ecosyst`eme marin. En fonction de l’absorbance de l’eau, la lumi`ere ´eclaire une couche de surface d’´epaisseur variable entre quelques m`etres `a une centaine de m`etres. Dans cette couche, la communaut´e phytoplanctonique se d´eveloppe et sert de nourriture au reste de la chaˆıne trophique. Une partie de la mati`ere organique produite est r´eg´en´er´e au sein mˆeme de la couche de surface et entretient la production primaire. L’autre partie est export´ee vers l’int´erieur de l’oc´ean o`u elle est d´egrad´ee puis remin´eralis´ee par des organismes vari´es (animaux, bact´eries, etc…). Cet enrichissement par le haut explique pour partie la richesse en nutriments des eaux profondes. La cons´equence de la photosynth`ese est d’appauvrir en nutriments la couche de surface.
La disponibilit´e des nutriments est le deuxi`eme facteur d´eterminant pour la pro-duction primaire. Les principaux sont les d´eriv´ees de l’azote, nitrate et ammonium, et du phosphore, le phosphate ainsi que des nutriments minoritaires qui n’en sont pas moins n´ecessaires pour synth´etiser certaines mol´ecules : les silicates et le fer qui doit ˆetre sous une forme assimilable. Suivant les cas, soit la lumi`ere soit les nutri-ments limitent la croissance du phytoplancton. En g´en´eral aux hautes latitudes (au del`a de 30-40◦ de latitude), c’est plutˆot la lumi`ere qui est limitante. Plus proche de l’´equateur ce sont souvent les nutriments. Une illustration de ce principe dans l’oc´ean atlantique Nord est l’´etude de L´evy et al. (2005). Entre 40 et 45˚N, la lumi`ere est le facteur limitant (r´egime subpolaire). Entre 30 et 35˚N ce sont les nutriments qui sont limitants (r´egime subtropical). Entre les deux, on trouve un r´egime interm´ediaire o`u les deux facteurs sont limitants.
Dans le r´egime o`u les nutriments sont limitants, le facteur-cl´e pour comprendre la richesse de l’´ecosyst`eme est alors de comprendre comment la couche de surface est aliment´ee en nutriments. Dans l’oc´ean tropical, les zones riches en chlorophylle sont associ´ees a` un rotationnel de vent positif et donc un pompage d’Ekman positif qui enrichit la couche de surface en nutriments.
Dans le cas d’un syst`eme d’upwelling cˆotier, l’essentiel des apports de nutri-ments vient du transport vertical `a la cˆote. En comparaison avec ce qu’il se passe dans l’oc´ean ouvert, les flux de nutriments sont beaucoup plus grands. La produc-tion primaire est donc en grande partie contrˆol´ees par cet apport cˆotier. Comme les syst`emes d’upwelling cˆotiers se trouvent dans des r´egions essentiellement subtropi-cales (10◦-40◦ de latitude), la lumi`ere disponible est importante et en cons´equence une importante production primaire se produit nourrissant une chaˆıne trophique bien connue des pˆecheurs (sardines et anchois, grands migrateurs,etc…). La variabi-lit´e de la physique de l’oc´ean contrˆole largement ces plus hauts niveaux trophiques (Cury et Roy, 1988; Demarcq et Faure, 2000).
La concentration en phytoplancton est g´en´eralement maximale `a proximit´e de la cˆote puis diminue progressivement pour atteindre les valeurs de l’oc´ean ouvert au large. Cela a et´e observ´ee par des campagnes oc´eanographiques (Chavez et al., 1991) et par des images satellites (Bricaud et al., 1987; Van Camp et al., 1991; Henson et Thomas, 2007). En utilisant 3 sites d’observations situ´es `a des 3 distances de la cˆote africaine, la campagne EUMELI a bien mis en ´evidence la succession de r´egimes biologiques : eutrophe pr`es de la cˆote (20˚32’N, 140 km au large du Cap Blanc), m´esotrophe dans la zone de transition (18˚30’N, 400km au large) et enfin oligotrophe au large (21˚N, 1400km au large) (Morel, 1996). Le site m´esotrophe s’est r´ev´el´ ˆetre plutˆot alternativement oligotrophe et eutrophe suivant que le site ´etait sous influence d’un filament d’upwelling ou non. L’eﬀet de moyenne donne l’impression d’un r´egime interm´ediaire, alors que la r´ealit´ semble ˆetre plus complexe.
Dans les EBUS, les communaut´es phytoplanctoniques s’adaptent aux forts ap-ports de nutriment. Dans la r´egion d’upwelling, la communaut´e phytoplanctonique est domin´ee par les diatom´ees (Chavez et al., 1991). Au large, les groupes domi-nants sont plutˆot des esp`eces de phytoplancton de plus petite taille (synechococcus et prochlorococcus) (Chavez et al., 1991). Les cartes de type de phytoplancton ob-tenues par la m´ethode PHYSAT montre que les zones d’upwelling portent une si-gnature diﬀ´erente en terme de communaut´e de phytoplancton (Alvain et al., 2005). La communaut´e zooplanctonique s’adapte ´egalement avec une ´evolution de la cˆote vers le large (Mackas et al., 1991). Cette ´evolution vers le large s’accompagne d’une augmentation de la biodiversit´. Au niveau du site oligotrophe d’EUMELI, la bio-diversit´ de la communaut´e zooplanctonique est beaucoup plus grande que sur les sites m´esotrophes et eutrophes (Andersen et al., 1997).

Ecosyst`eme marin et production primaire

Dans cette partie, je mets l’accent sur les particularit´es du NWAUS en terme d’´ecosyst`eme. La conversion des nutriments en phytoplancton est particuli`erement eﬃcace dans le NWAUS. Le rapport entre la concentration en chlorophylle et la concentration des nutriments est deux fois plus grand dans les upwellings de l’oc´ean Atlantique que dans ceux du Pacifique (Carr et Kearns, 2003). La disponibilit´e im-portante de micro-nutriments (silicate, fer,..) en est probablement la raison. Comme la production primaire nouvelle est grande, les besoins en nutriments minoritaires sont importants et les carences sont possibles. Le plateau continental est g´en´eralement riche en d´eriv´es du fer et enrichit les eaux cˆoti`eres. De plus dans l’atlantique, des nuages de poussi`eres en provenance du Sahara d´eposent en surface des micro-nutriments tel que le fer (Duce et al., 1991; Kaufman et al., 2005). Les d´epˆots ont et´ estim´es au niveau de l’archipel des Canaries et d´epassent les besoins correspondant `a la production primaire mesur´ee (Claustre et al., 2002). La variabilit´e des apports ´eoliens ne sont pas corr´el´es `a la variabilit´e de la production primaire dans cette mˆeme r´egion (Neuer et al., 2004). Au niveau de l’upwelling mauritanien, il a et´ montr´e que les silicates peuvent ˆetre les premiers nutriments limitants pour la crois-sance du phytoplancton dans les eaux d’upwelling (Herbland et Voituriez, 1974). Il semblerait donc que la production primaire dans l’oc´ean atlantique subtropical ne soit pas ou peu limit´es par le fer. Cette faible limitation par les nutriments mino-ritaires est tout a` fait compatible avec l’´etude de Carr et Kearns (2003) montrant que la productivit´e biologique relativement aux apports de nutriments est grande dans l’atlantique en comparaison du pacifique. La question de la limitation par le Fer dans cette r´egion reste malgr´e tout une question ouverte et fait encore l’objet de nombreuses ´etudes. Le fait que de fer ne soit pas limitant a une grande importance en terme de mod´elisation, puisque cela permet d’utiliser un mod`ele n’incluant pas explicitement le fer.

D´etection du contenu en chlorophylle par satellite.

Le produit au coeur de cette ´etude est l’estimation du contenu en chlorophylle-a dans l’oc´ean de surface. J’en ferai donc une description d´etaill´ee. Le principe de base de la t´el´ed´etection de la concentration en chlorophylle par satellite est de la relier `a la couleur de l’oc´ean. Pour cela, la luminance est mesur´ee depuis l’espace a` plusieurs longueurs d’onde dont l’une est de 555 nm c’est-a`-dire la longueur d’onde absorb´ee par la chlorophylle. Ensuite, un algorithme est utilis´e pour estimer le contenu en chlo-rophylle. L’algorithme le plus classique, utilis´ee par la NASA pour les programmes actuels (SeaWiFS et MODIS), se d´ecompose en deux ´etapes. La premi`ere consiste a` retrouver la luminance a` la surface de l’oc´ean, c’est-`a-dire a` estimer la luminance qui, apr`es la travers´ee de l’atmosph`ere, induit la luminance mesur´ee au sommet de l’atmosph`ere. Cette ´etape utilise un mod`ele de transfert radiatif. La seconde ´etape consiste a` estimer la concentration de chlorophylle qui correspond au spectre d’´emission a` la surface de l’oc´ean.

Produit standard SeaWiFS

Le radiom`etre SeaWiFS est plac´e a` bord du satellite OrbView-2. Celui-ci a et´ lanc´e le 1 aoˆut 1997 et est op´erationnel depuis le 18 septembre 1997. L’ensemble ´etait con¸cu pour fournir en continu des donn´ees pendant 5 ans. Le syst`eme a connu un incident d´ebut 2008 et connaˆıt depuis des interruptions sporadiques. Le programme SeaWiFS aura fourni 10 ann´ees de donn´ees. Le satellite est en orbite h´eliosynchrone de fa¸con a` voir chaque point toujours a` la mˆeme heure solaire. Pour cela, l’orbite est quasi-polaire avec une altitude de 705km. Le radiom`etre mesure la luminance a` 8 longueurs d’ondes : 412nm, 443nm, 490nm, 510nm, 555nm, 670nm, 765nm et 865nm. A partir de la luminance L, on d´efinit la r´eflectance ρ en normalisant par le flux lumineux solaire : π.L ρ = Fo.cos(θ)
Fo est la flux lumineux solaire non-terrestre c’est-`a-dire non-diﬀus´ee par l’atmosph`ere terrestre et θ est l’angle z´enithal incident du rayonnement solaire dans l’atmosph`ere.
L’algorithme se d´ecompose en deux parties : la premi`ere consiste `a d´eterminer la r´eflectance de l’oc´ean `a sa surface au moyen d’un mod`ele de transfert radiatif de l’atmosph`ere et de corrections atmosph´eriques (Gordon, 1997). La seconde ´etape consiste `a d´eterminer la concentration de chlorophylle `a partir de la couleur de l’eau telle que connue par les r´eflectances pr´ec´edemment d´etermin´ees (O’Reilly et al., 1998).
La luminance mesur´ee au sommet de l’atmosph`ere Lt se d´ecompose en plusieurs termes : Lt = Lr + (La + Lra) + t.Lwc + T .Lg + t.Lw
Lr est la luminance due `a la diﬀusion mol´eculaire de Rayleigh. Elle est tr`es bien connue. La est la contribution de la diﬀusion associ´ee `a la diﬀusion par les a´erosols, Lra celle due `a la diﬀusion de Rayleigh par les a´erosols. Ces contributions n´ecessitent des mod`eles d’a´erosols. Lwc est la luminance due `a l’´ecume de la mer. Elle est estim´ee a` partir de l’´etat de la mer suppos´e en fonction des vents de surface. Lg est la contribution de la r´eflection directe de la lumi`ere solaire sur la surface de l’oc´ean (Sun glint ). Cette contribution est faible dans le cas de SeaWiFS. Lw est la luminance de l’oc´ean `a la surface de l’eau. C’est la grandeur cherch´ee. T et t sont les transmittances directes et diﬀuses de l’atmosph`ere. Sans rentrer dans les d´etails, la transmittance est le ratio d’´energie transmis par l’atmosph`ere au cours de la travers´ee des rayons lumineux. Le terme direct ou diﬀus pr´ecise si cela concerne une seule direction (direct) ou l’ensemble des directions (diﬀus). L’eﬀort le plus grand porte donc sur la contribution relative aux a´erosols. Ce qui est fait est d’estimer la contribution des a´erosols dans une partie du spectre o`u Lw est tr`es faible a` savoir le proche-infra-rouge. A partir de la luminance associ´ee aux a´erosols dans le proche infra-rouge, une extrapolation est faite sur l’ensemble du spectre avec bien sˆur des hypoth`eses simplificatrices associ´ees.
A partir du spectre de r´eflectance marine, on d´eduit la concentration de chloro-phylle `a partir d’un mod`ele bio-optique marin empirique. Cet algorithme empirique est d´etermin´ a` partir d’une base de donn´ees associant mesure in situ de chlorophylle et r´eflectance marine co-localis´ee (O’Reilly et al., 1998) : chl = 10a0+a1.R+a2.R2+a3.R3
Dans cette formule empirique intervient le coeﬃcient R directement li´e au spectre de r´eflectance : R = log10(max( ρw (λ = 443nm) , ρw (λ = 490nm) , ρw (λ = 510nm) ) ρw (λ = 555nm) ρw (λ = 555nm) ρw (λ = 555nm)
L’algorithme global repose sur plusieurs hypoth`eses :
– hypoth`ese de l’oc´ean noir : l’oc´ean ne r´etro-diﬀuse pas de lumi`ere. En particu-lier, la luminance issue de l’oc´ean est n´egligeable dans le proche infrarouge (λ > 670nm). Cette hypoth`ese permet de d´eterminer la contribution atmosph´erique dans cette partie du spectre.
– les a´erosols se comportent comme le mod`ele d’a´erosols utilis´e pour extrapoler la contribution des a´erosols dans le domaine du visible `a partir de celle d´etermin´ee dans le proche infrarouge.

Les limites de la t´el´ed´etection de chlorophylle

Une des principales limites du traitement standard est de supposer que l’at-mosph`ere absorbe de fa¸con uniforme les diﬀ´erentes longueurs d’ondes mesur´ees. Cette supposition est en particulier fausse lorsqu’il y a des a´erosols absorbants dans l’atmosph`ere. Or le sable saharien transport´e par l’atmosph`ere rentre dans ce cas. Cette absorption induirait une sur´evaluation de la chlorophylle, si les pixels dans ce cas n’´etaient masqu´es suivant un crit`ere bas´e sur l’´epaisseur optique : en cas de nuage d’a´erosols absorbants, l’´epaisseur optique est grande et le pixel est consid´er´ comme non traitable au mˆeme titre qu’un nuage classique constitu´e d’eau. La cons´equence de ce type de situation est que le seuil d’´epaisseur optique en de¸c`a duquel on peut traiter le pixel est choisi bas. L’impact des nuages d’a´erosols est donc de r´eduire la couverture. Pour aller plus loin, d’autres algorithmes ont et´ mis en place. En utili-sant un mod`ele d’a´erosols absorbants, on peut traiter les zones avec des ´epaisseurs optiques plus grandes. C’est avec les produits obtenus grˆace `a cette approche que je compare les produits standards `a la fin de ce chapitre.
L’objectif de pr´ecision des estimations de chlorophylle ´etait de ±35%, ce qui correspond a` une pr´ecision d’environ ±0.15 pour log10(chl). L’objectif est globale-ment atteint dans l’oc´ean ouvert (Hooker et McClain, 2000). Cependant, en dehors des a´erosols absorbants, deux autres situations engendrent des biais importants : les hautes valeurs de chlorophylle et les eaux cˆoti`eres. Pour les hautes valeurs de chlo-rophylle, l’explication vient en partie des biais des mod`eles de spectre d’´emission utilis´es, qui sont ajust´es en fonction des valeurs petites et moyennes. En eﬀet, les grandes valeurs de chlorophylle sont le r´esultat de situations physiques et biologiques particuli`eres et sont peu echantillonn´ees. Pour ce qui est des zones cˆoti`eres, plusieurs ph´enom`enes concourent a` rendre la situation d´elicate pour la t´el´ed´etection de la chlo-rophylle. La transition entre l’oc´ean et le continent produit un changement brutal des param`etres atmosph´eriques. La probabilit´e d’avoir des nuages d’a´erosols absor-bants augmentent, les activit´es humaines produisent parfois de suies en favorisant la combustion de mati`eres diverses. Les fleuves apportent des quantit´es importantes de mat´eriaux augmentant la turbidit´e ce qui d´et´eriore la d´etermination de la concen-tration de chlorophylle `a partir du spectre d’´emission `a la surface de l’oc´ean. La pr´esence de colorants comme les mati`eres organiques dissoutes color´ees amplifient le ph´enom`ene. La limite des eaux turbides se situe g´en´eralement sur l’isobath a` 50m dans le NWAUS, comme indiqu´e par les cartes d’eaux du cas II (turbides) de Bricaud et al. (1987). Les eaux cˆoti`eres sont ´egalement riches en chlorophylle par rapport au large et pr´esentent donc les incertitudes li´ees a` ces hautes valeurs. Enfin les donn´ees de chlorophylle de surface pour des colonnes d’eau d’´epaisseur inf´erieur `a 50 m sont diﬃciles a` interpr´eter dans la mesure o`u la chlorophylle benthique peut ˆetre mise en suspension par des coups de vent qui ´epaississent la couche de m´elange jusqu’au fond (Wynne et al., 2006). En raison de ces sources d’incertitude, je n’utiliserai pas les donn´ees de couleur de l’eau pour les zones peu profondes dans la mesure du possible. Dans l’´etude des variations le long de la cˆote, je me placerai plus loin au large sur l’isobath `a 200m. Dans le cas des variations dans le sens perpendiculaire a` la cˆote, je repr´esenterai la chlorophylle jusqu’`a la cˆote tout en ´etant prudent sur l’interpr´etation des valeurs situ´ees tr`es proches de la cˆote.

Comparaison avec d’autres programmes similaires.

Le programme SeaWiFS est le premier programme d’observation de couleur de l’eau ayant un caract`ere op´erationnel c’est-a`-dire permettant d’observer en continu la surface de la Terre et `a traiter les donn´ees correspondantes. Ce programme a et´ pr´ec´ed´ par le Coastal Zone Color Scanner (CZCS) de 1978 `a 1986, qui a permis l’´etablissement de la chaˆıne de traitement pr´ec´edemment d´ecrite. Il a ´egalement permis les premi`eres descriptions de carte de couleur de l’eau. Dans le NWAUS, il a notamment permis de d´ecrire la zone cˆoti`ere avec ses filaments (Bricaud et al., 1987; Van Camp et al., 1991) . Les comparaisons entre les programmes SeaWiFS et CZCS montrent que certaines r´egions ´etaient d´ej`a correctement trait´ees par le CZCS alors que d’autres pr´esentent des diﬀ´erences tr`es importantes. Dans une ´etude consacr´ee `a la productivit´e biologique dans les 4 principaux syst`emes d’upwelling cˆotier, Thomas et al. (2001) montrent une bonne correspondance entre le cycle saisonnier moyen vu par CZCS et vu par SeaWiFS pour le NWAUS.
Le programme SeaWiFS est suivi d’autres programmes en particulier Modis
Aqua. Modis Aqua reprend les caract´eristiques de SeaWiFS. Il ´echantillonne la cou-leur sur plus de longueurs d’ondes. La r´esolution des produits standard est aug-ment´ee, passant de 9 a` 4km. Cependant, nous utiliserons les donn´ees produites par SeaWiFS de fa¸con `a b´en´eficier de la longue s´erie temporelle disponible (depuis 1997).

Variabilit´e saisonni`ere et intra-saisonni`ere

R´esum´

Dans cette ´etude, nous ´etudions la variabilit´e saisonni`ere et intra-saisonni`ere de la chlorophylle de surface le long de la cˆote nord-ouest-africaine. L’´etude se limite a` la p´eriode 2000-2004. Plusieurs raisons m’ont guid´e vers ce choix. Tout d’abord, la p´eriode exclut les ann´ees 1998 et 1999. Ces ann´ees pr´esentent des anomalies de grande amplitude (Helmke et al., 2005; Pradhan et al., 2006). Un lien avec le fort ev´enement El Nino ayant lieu dans le pacifique est probable (Pradhan et al., 2006). Je pense qu’il est utile d’exclure de l’´etude ce genre d’ann´ee, car les processus cr´eant les anomalies inter-annuelles de chlorophylle peuvent tout `a fait ˆetre diﬀ´erents des processus contrˆolant le cycle saisonnier et la variabilit´e intra-saisonni`ere. Le point que nous venons d’´evoquer est d’autant plus important que la densit´ de probabilit´e de la chlorophylle est de type log-normale (Campbell, 1995), ce qui accorde une grande importance aux ev´enements extrˆemes dans la moyenne. D’autre part, durant cette p´eriode sont disponibles les jeux de donn´ees choisis pour l’´etude : la chlorophylle fournie par le capteur SeaWiFS, la tension de vent fournie par QuikSCAT et la temp´erature de surface de l’oc´ean fournie par AVHRR Pathfinder. Afin de nous renseigner sur la disponibilit´e des nutriments, nous compl´etons cet ensemble de donn´ees par une climatologie mensuelle de nitrate de surface issue du World Ocean Atlas 2001.
Pour quantifier ce que nous observons, nous d´efinissons plusieurs indices :
– le CSET (Cross Shore Ekman Transport) : il s’agit du transport d’Ekman perpendiculaire `a la cˆote. Ce transport correspond au for¸cage par le vent de l’upwelling cˆotier.
– le TUI (Temperature-based Upwelling Index) : Il s’agit de la diﬀ´erence entre la SST au large et a` la cˆote. Cet index traduit la r´eponse physique `a l’upwelling.
– le CEI (Chlorophyll Extension Index) : il s’agit d’un index pour l’extension vers le large de la zone riche en chlorophylle. La d´efinition retenue est la distance de la cˆote pour laquelle la concentration en chlorophylle est 3 fois plus grande qu’au large (1200-1500km au large).
L’´etude de l’´etat moyen et du cycle saisonnier de la chlorophylle nous a permis de distinguer 3 r´egions qui pr´esentent des caract´eristiques relativement homog`enes :
– la r´egion de la gyre subtropicale nord-atlantique (24-33◦N)
– la r´egion inter-gyre, correspondant a` la r´egion du Cap Blanc (19-24◦N)
– la r´egion de la gyre de recirculation, associ´ee au dˆome de Guin´ee (10-19◦N)
Dans l’´etude du cycle saisonnier, nous d´ecrivons `a la fois les variations le long de la cˆote et les variations dans la direction cˆote-large. Les diagrammes latitude-temps sont calcul´es le long de la rupture de pente entre le plateau et le talus continental. Nous y repr´esentons la chlorophylle, l’indice CSET, l’indice TUI et enfin la concen-tration en nitrate en surface. 3 sections zonales `a 16◦N, 21◦N et 26◦N repr´esentent les 3 r´egions d´efinies. Un diagramme latitude-temps de l’indice CEI climatologique donne une vision synth´etique de l’extension vers le large moyenne des hautes valeurs de chlorophylle.
La variabilit´e intra-saisonni`ere est avant tout d´ecrite par l’´evolution de la chloro-phylle et de la tension de vent parall`ele `a la cˆote pour l’ann´ee 2003 `a 16◦N et 26◦N. L’accent est mis sur le contrˆole de la variabilit´e intra-saisonni`ere de la chlorophylle par le vent. L’ann´ee 2003 a et´ choisie pour sa bonne couverture des donn´ees de chlo-rophylle. Les autres ann´ees de 2000 `a 2004 donnent des r´esultats qualitativement similaires. Pour g´en´eraliser les r´esultats observ´es, des corr´elations sont calcul´ees entre les anomalies corrig´ees des variations saisonni`eres de chlorophylle et de tension de vent parall`ele `a la cˆote. L’ensemble de l’approche a permis d’obtenir les r´esultats suivants que je vais pr´esenter r´egion par r´egion.
La r´egion de la gyre subtropicale est avant tout caract´eris´ee par des valeurs de chlorophylle relativement modestes (0.3-3 mg/m3) avec un cycle saisonnier peu marqu´e avec un maximum en et´. Le cycle saisonnier du vent pr´esente ´egalement un cycle saisonnier peu prononc´e avec un maximum ´egalement en et´. L’extension vers le large de la chlorophylle reste modeste (moins de 200km). En revanche, les variations le long de la cˆote pr´esentent aussi bien pour la chlorophylle que pour le vent des maximums locaux `a 27◦N et 31◦N. Ces maximums correspondent `a des fila-ments se d´eveloppant en face des caps (Hagen et al., 1996; Basterretxea et al., 2002; Barton et al., 2004; Pelegri et al., 2005). En terme de variabilit´e intra-saisonni`ere, la concentration en chlorophylle r´epond de fa¸con syst´ematique au vent. Chaque coup de vent produit un ev´enement d’upwelling suivi d’un bloom de phytoplancton. Les corr´elations entre les anomalies de chlorophylle et de vent confirment cette relation tout au long de l’ann´ee.
La r´egion de la gyre de recirculation est caract´eris´ee par une forte saisonnalit´e. J’ai distingu´e 3 saisons : le d´ebut de la saison d’upwelling (de septembre `a janvier), la fin de la saison d’upwelling (f´evrier `a mai) et la saison de relaxation (de juin a` septembre). Durant le d´ebut de la saison d’upwelling, la chlorophylle atteint des valeurs relativement elev´ees (2 mg/m3). Le for¸cage par le vent est alors important. Des conditions d’upwelling sont donc pr´esentes. La variabilit´e intra-saisonni`ere de la chlorophylle est sensiblement de mˆeme nature que dans la r´egion de la gyre sub-tropicale, ce qui est confirm´e par une corr´elation significative entre les anomalies de vent et de chlorophylle. Le CEI reste ´egalement modeste durant cette saison : envi-ron 200km. Enfin, la concentration en nitrate ne d´epasse pas 1 mmol/m3. Pendant la fin de la saison d’upwelling, les valeurs de chlorophylle sont plus elev´ees (5-10 mg/m3)et le CEI atteint plus de 400km. La variabilit´e intra-saisonni`ere de la chlo-rophylle n’a plus de lien avec la variabilit´e intra-saisonni`ere de tension de vent. Les corr´elations entre anomalies de vent et de chlorophylle sont faibles et non significa-tives. La concentration en nitrate en surface est de l’ordre de 5 mmol/m3. Durant la saison de relaxation, la chlorophylle a une concentration de 0.5 mg/m3. Le for¸cage par le vent de l’upwelling en faible, avec un CSET compris entre 0 et 0.2 m2/s et un CET nul. Les eaux de surface `a la cˆote sont plus chaudes de plusieurs degr´es que les eaux du large. Ceci est le signe d’un r´echauﬀement a` la cˆote mais pas n´ecessairement d’un downwelling.
La r´egion inter-gyre est caract´eris´ee par de hautes valeurs de chlorophylle (2-5 mg/m3) avec un cycle saisonnier peu marqu´e. La variabilit´e intra-saisonni`ere de la chlorophylle n’est pas corr´el´ee avec celle du vent. Le comportement de l’´ecosyst`eme se rapproche beaucoup de celui pr´esent dans la r´egion de la gyre de recirculation lors de la fin de la saison d’upwelling. Cette r´egion apparaˆıt comme une zone de transition. La richesse en nutriments et en chlorophylle est une caract´eristique de la r´egion sud. La persistance des conditions d’upwelling toute au long de l’ann´ee est par contre caract´eristique de la r´egion de la gyre subtropicale.
Les 3 r´egions pr´esentent des valeurs de chlorophylle diﬀ´erentes lors des p´eriodes d’upwelling, avec 5-10 mg/m3 au niveau de la gyre de recirculation, 2-5 mg/m3 dans la r´egion inter-gyre et 0.3-3 mg/m3 dans la r´egion de la gyre subtropicale. Ce fort contraste entre le Nord et le Sud s’explique tr`es bien par la diﬀ´erence en concentration en nitrate en subsurface.
Au del`a de cette description en 3 r´egions, cette ´etude a et´ l’occasion d’une dis-cussion sur les causes de l’extension vers le large des hautes valeurs de chlorophylle, sur les diﬀ´erents comportements observ´es en terme de variabilit´e intra-saisonni`ere et sur la cause de la chute brutale de la chlorophylle au mois de mai dans la r´egion de la gyre de recirculation.
Le CEI montre des variations importantes. Le facteur pr´epond´erant pour le d´eclenchement d’une forte extension vers le large des concentrations elev´ees en chlo-rophylle est l’exc`es de nutriments. Nous avons pu montr´e que lorsque le CEI est grand, on trouve des valeurs en surface de nitrate significatives (plus de 1 mmol/m3). Inversement, lorsque le CEI est faible, la concentration en nitrate de surface est faible. Le processus sous-jacent est l’exc`es de nutriments. Si les nutriments sont li-mitants pour la production primaire, tous les nutriments upwell´es sont consomm´es en quelques jours pr`es de la cˆote. Le phytoplancton est synthetis´e `a la cˆote et son extension vers le large est limit´ee par sa dur´ee de vie. La production primaire au large n’est donc que peu soutenue par les apports de nutriments a` la cˆote. Dans le cas contraire, si les nutriments ne sont pas limitants pour la production primaire dans la zone cˆoti`ere, la partie non consomm´ee des nutriments est export´ee plus au large. La production primaire est donc r´epartie sur une bande cˆoti`ere plus large. L’extension vers la large est donc plus uniquement limit´ee par la dur´ee de vie du phytoplancton puisqu’il faut ajouter la distance parcourue entre la zone d’upwelling et le lieu de production du phytoplancton. Cet processus est une condition n´ecessaire et suﬃsante pour d´eclencher une forte extension vers le large.
D’autres facteurs ont et´ identifi´es et amplifient le ph´enom`ene. En se rapprochant de l’´equateur, la largeur de la zone cˆoti`ere limit´ee par le front d’upwelling augmente puisqu’elle est dimensionn´ee par le rayon de Rossby barocline (Allen, 1973), qui aug-mente `a mesure que le facteur de Coriolis diminue (Chelton et al., 1998). D’autre part, le rotationnel de tension de vent est souvent fortement positif dans les r´egions d’upwelling cˆotier (Bakun et Nelson, 1991; Capet et al., 2004; Castelao et Barth, 2006b). Associ´e au pompage d’Ekman, il fournit un apport suppl´ementaire de nutri-ments susceptible d’accroˆıtre la largeur de la bande cˆoti`ere riche. Cependant, nous avons pu v´erifier qu’il n’est pas suﬃsant pour contrˆoler le cycle saisonnier de la chlo-rophylle. Enfin la dynamique de m´eso´echelle et de sub-m´eso´chelle est ´egalement un bon candidat pour augmenter le CEI via les filaments qu’elles g´en`erent. L’impor-tance de ce processus sera l’objet de la suite de cette th`ese.
Le lien entre la variabilit´e intra-saisonni`ere de chlorophylle et la variabilit´e intra-saisonni`ere de vent est ´egalement intimement li´e a` la situation d’exc`es de nutriments. En eﬀet les r´esultats de cette ´etude montrent une tr`es bonne correspondance entre le lien fort vent-chlorophylle et de faible concentration en nitrate en surface en pr´esence de conditions d’upwelling. Lorsque les nutriments sont limitants, les nutriments ap-port´es par les coups de vent favorables `a l’upwelling sont consomm´es rapidement. La production primaire est donc fortement augment´ee et un pic de chlorophylle se produit. Lorsque les nutriments ne sont pas limitants, les apports suppl´ementaires

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Table des matières

Introduction
1 Upwelling cˆotier et production primaire
1.1 Syst`eme d’upwelling cˆotier
1.1.1 Dynamique du processus d’upwelling
1.1.2 Dynamique de m´eso´echelle dans les EBUS
1.1.3 Impact sur l’´ecosyst`eme
1.2 Contexte r´egional .
1.2.1 Contexte de grande ´echelle
1.2.2 Distribution des nutriments
1.2.3 ´Ecosyst`eme marin et production primaire
2 Variabilit´e du contenu en chlorophylle `a la surface de l’oc´ean le long des cˆotes africaines entre 10 et 33 ◦N
2.1 Introduction .
2.2 D´etection du contenu en chlorophylle par satellite.
2.2.1 Produit standard SeaWiFS
2.2.2 Les limites de la t´el´ed´etection de chlorophylle
2.2.3 Comparaison avec d’autres programmes similaires.
2.3 Variabilit´e saisonni`ere et intra-saisonni`ere
2.3.1 R´esum´e .
2.3.2 Article JGR07 .
2.3.3 Remarques et conclusions
2.4 Comparaison avec l’algorithme SMA
2.5 Conclusion .
3 Mod´elisation id´ealis´ee d’un syst`eme d’upwelling cˆotier
3.1 Mod´elisation de l’´ecosyst`eme oc´eanique.
3.1.1 Mod`ele de circulation oc´eanique
3.1.2 Mod`ele d’´ecosyst`eme
3.1.3 Mod´elisation offline
3.2 Probl´ematique sp´ecifique aux mod`eles cycliques
3.3 Mod`ele retenu .
3.3.1 Partie commune de la configuration
3.3.2 Sp´ecificit´es des diff´erentes simulations envisag´ees
3.4 Sensibilit´e des caract´eristiques physiques
3.4.1 ´Ecoulement moyen .
3.4.2 Dynamique de m´eso´echelle et ´energie cin´etique turbulente
3.5 Conclusion .
4 Impact de la dynamique de m´eso´echelle
4.1 Introduction .
4.2 R´esum´e de SUB08 .
4.3 Article SUB08 .
4.4 Discussion .
4.4.1 Sensibilit´e aux taux de croissance
4.4.2 Param´etrisation par des flux diffusifs
4.5 Conclusion .
5 Discussion
5.1 Apport de nutriments et export de phytoplancton
5.2 Impact du profil de vent
5.2.1 Mod`ele et approche
5.2.2 Impact sur les profils cˆotiers
5.3 Impact de l’effet beta
5.4 Conclusion .
Conclusion g´en´erale