Variabilités temporelles des flux de CO2 à l’interface
air-mer dans l’océan Indien et Austral au sud de la
Tasmanie

 GENERALITES 

La première partie de ce chapitre est une présentation des différentes caractéristiques de l’océan Austral. Cette étude étant focalisée sur le secteur austral indien situé au sud de la Tasmanie, cette zone y sera présentée plus en détail. De plus, pour mieux comprendre la distribution des flux de CO2 dans cette région particulière de l’océan mondial, les processus à l’origine de ces variations seront présentés. Et pour permettre la détermination des processus intervenant dans les variations observées dans notre étude, des données associées au cycle du carbone et parfois plus ″éloignées″ sont nécessaires. Les données utilisées dans ce travail seront ainsi inventoriées. Pour finir, dans une dernière partie, un état actuel des connaissances sur la pression partielle de CO2 (pCO2) dans notre secteur d’étude sera exposé

L’océan Austral 

Sur les planisphères usuels l’importance géographique et climatologique de l’océan Austral n’est pas triviale mais elle peut être rapidement saisie d’un coup d’œil jeté sur un globe terrestre à la verticale du pôle sud. L’océan Austral fait le tour du continent Antarctique établissant ainsi une connexion entre les océans Atlantique, Pacifique et Indien (Figure A.1). De ce fait l’ensemble de ses caractéristiques présente une symétrie de révolution remarquable sur une vaste étendue, sa superficie représentant environ 21% de celle de l’océan mondial pour une extension moyenne en latitude de seulement 30°. L’océan Austral est limité au sud par le continent Antarctique. Cette limite s’avère particulièrement fluctuante en raison des variations de l’étendue de la couverture des glaces. En effet, pendant l’hiver austral, la formation de banquise s’étend jusqu’aux environs de 60°S, représentant 20 millions de km². La superficie de la région couverte de glace est ainsi approximativement doublée. La lente formation de glace de mer joue un rôle majeur dans la circulation océanique car elle est à l’origine de la 22 production d’eau de fond antarctique (AABW) qui entraîne probablement du CO2 anthropique au cœur de l’océan pour des siècles. Figure A.1 L’Antarctique et l’océan Austral. Un autre paramètre nécessaire pour comprendre la circulation de l’océan Austral est le vent. Des vents déviés vers la gauche par la rotation de la Terre soufflent de la partie sud de l’anticyclone subtropical situé entre 35° et 40°S en direction d’un fossé de basses pressions situé entre 60° et 70°S (Figure A.2). L’océan Austral entre 35 et 60°S est, par conséquent, soumis à un régime régulier de vents forts (13-17 nœuds) à composante ouest-est dominante : les vents d’ouest (westerlies) dont la violence augmente avec la latitude. Du nord au sud, les marins croisent les ″quarantièmes rugissants″ entre 40° et 50°S, les ″cinquantièmes hurlants″ entre 50° et 60°S et les ″soixantièmes sifflants″ entre 60° et 70°S. Une telle circulation zonale des vents (complète, intense et constante) n’est observée nulle part ailleurs dans l’océan mondial car la distribution des terres et des mers ainsi que celle des hautes et basses pressions ne le permet pas. 23 Figure A.2 Régime des vents dominants de l’océan Austral (Tchernia, 1969). Du fait de la forme du bassin, du caractère des vents et de l’absence d’obstacles continentaux, la circulation superficielle de l’océan Austral est en apparence la plus simple de l’océan mondial. Schématiquement, elle se compose de deux courants principaux : une grande dérive d’Ouest en Est étendue de 37° à 63°S et un courant côtier péri-antarctique de sens inverse plus au sud (Figure A.3). La dérive d’ouest en est comprend le plus important courant de la planète en terme de débit : le courant circumpolaire antarctique (ACC). Il transporte entre 135 et 145 millions de m3 /s d’eau sur un parcours de 20.000 kilomètres autour de l’Antarctique (147±10 Sv de la surface au fond, dont 105±7 Sv transportés par le front subantarctique, (1Sv=106 m3 /s)). Sa vitesse de transport n’est pas extraordinaire (0,5 m/s en surface) mais les grandes profondeur (4km) et largeur (100-200km) de ce courant, elles, le sont (Rintoul et Sokolov, 2001; Rintoul et al., 2002). Dans un premier temps l’océan Austral fut considéré comme l’un des écosystèmes les plus riches de la planète car les études biogéochimiques révélaient des teneurs élevées en sels nutritifs et les études biologiques recensaient de fortes concentrations de krill et de prédateurs secondaires du réseau trophique (baleines, 24 Figure A.3 Courants superficiels de l’océan Austral. céphalopodes, manchots). Ces résultats militaient en faveur d’une haute production primaire. De plus, les mesures effectuées près du continent sont souvent venues conforter cette idée. Il fallut attendre les années 70 pour que la notion de faible production soit évoquée et confirmée par les numérations cellulaires et les mesures de pigment et de production (Jacques et Minas, 1981). Ces premières mesures réelles de la production primaire apparurent faibles compte tenu de la disponibilité en éléments nutritifs (Tréguer et Jacques, 1992). En effet la teneur en sels nutritifs est globalement forte, or la teneur en chlorophylle n’est pas optimale, le développement du phytoplancton n’est pas quantitativement maximal, ce qui vaut à l’océan Austral le qualificatif de zone HNLC (High-Nutrient, Low-Chlorophyll) (Figure A.4). La zone antarctique libre de glace en permanence (Permanent Open Ocean Zone, POOZ) incarne la zone HNLC ″type″ de l’océan Austral en présentant des concentrations moyennes de chlorophylle-a inférieures à 0,3-0,4 mg/m3 . Cependant, grâce au nombre croissant d’études et à l’amélioration des techniques d’observation spatiale, 25 des zones à forte productivité par rapport au reste de l’océan Austral (>1 mg/m3 ) ont également été identifiées telles que les zones saisonnièrement couvertes de glace de mer (Seasonal Ice Zone, SIZ), côtières et frontales (Moore et Abbott, 2000). L’océan Austral reste, malgré tout, la région HNLC la plus étendue au monde. Différentes raisons ont été évoquées et discutées pour tenter d’expliquer ce paradoxe : le manque de certains micronutriments tels que le fer (De Baar et al., 1995), la limitation de lumière, la pression de broutage, la basse température des eaux de surface et le manque de stabilité des eaux (Moore et Abbott, 2000), autant de questions à résoudre qui aideront à mieux comprendre le cycle du carbone océanique et la variation des flux de CO2. Figure A.4 Distribution de la concentration en chlorophylle-a SeaWiFS moyenne en été austral (décembre 1997-février 1998) et positions moyennes des principaux fronts de l’océan Austral : le front polaire (PF), le front subantarctique (SAF), le front subtropical nord et sud (NSTF et SSTF) et le front sud de l’ACC (SACCF) (Moore et Abbott, 2000). L’hydrologie du secteur australien de l’océan Austral Avant 1930, les seules personnes à s’aventurer sur l’océan Antarctique étaient les chasseurs de grands cétacés et de phoques et quelques explorateurs tels que Drake en 1578, Kerguelen-Trémarec et Cook en 1772, Dumont D’Urville en 1840. Puis, afin de réglementer et de contrôler la chasse, des océanographes anglais ont recueilli des observations physiques et biologiques (campagne circumpolaire en océan 26 Austral par Deacon à bord du Discovery dans les années 30). Ces données constitueront les premières connaissances de l’hydrologie de l’océan Austral, notamment au sud de l’Australie. Par la suite, les techniques modernes utilisées lors du programme WOCE (World Ocean Circulation Experiment) ont permis une observation plus adéquate de la circulation, tant au niveau des résolutions spatiales que temporelles. Dans la région d’étude (secteur indien-est), l’océan Austral est limité au sud par le continent Antarctique et au nord par le front subtropical (STF). Sur une route méridienne, l’hydrologie superficielle se caractérise par une série de discontinuités: les fronts. Par définition un front hydrologique correspond à la frontière entre deux masses d’eaux de natures et d’origines différentes. Trois fronts présentant des gradients en température et salinité importants sont rencontrés au niveau de l’ACC (Figure A.5) : – le front subtropical se situant habituellement vers 47°-48°S – le front subantarctique (SAF) vers 51°S – le front polaire (PF) autour de 53°S La plupart de ces fronts sont circumpolaires (Belkin et Gordon, 1996), s’étendent presque à la verticale jusqu’au fond de l’océan (Rintoul et Bullister, 1999) et, en conséquence, sont très fortement influencés par la topographie. De façon générale ils sont distincts mais peuvent également se confondre ou se subdiviser en plusieurs branches (Rintoul et Bullister, 1999; Rintoul et Sokolov, 2001; Sokolov et Rintoul, 2002). En règle générale les dynamiciens définissent les principaux fronts par des critères précis de température en subsurface. Ils proposèrent différents critères dont l’ensemble des définitions fut répertorié par Belkin et Gordon en 1996. Or, récemment, Chaigneau et Morrow (2002) proposèrent un nouveau critère permettant une identification aisée de l’expression de surface des fronts, basée principalement sur l’observation de la salinité de surface (SSS) (Figure A.6). 27 Figure A.5 Schéma représentant les zones délimitées par les différents fronts du secteur indien-est de l’océan Austral. Schlitzer, R., Ocean Data View, http://www.awibremerhaven.de/GEO/ODV, 2003. Les définitions proposées sont les suivantes : Pour le STF : la signature en surface est identifiée comme étant le gradient maximum de SSS situé entre 44,5° et 47°S et qui présente une signature en surface de température (SST) correspondante. Pour le SAF : même identification que pour le STF mais localisé entre 49° et 52°S Pour le PF : la signature en surface de ce front est prise comme étant la limite nord d’une région, dont la SSS est à peu près constante autour de 33,85 et qui coincide souvent avec un minimum local de SSS et un gradient de SST. Par la suite, nous utiliserons ces critères pour repérer les fronts et zones de l’océan Austral, au sud de la Tasmanie. De façon générale, la position des fronts, déterminée à l’aide des signatures en surface, se situe légèrement plus au nord que la position déterminée à l’aide des signatures de subsurface entre 0,5 et 1° de latitude (Chaigneau et Morrow, 2002). 28 Figure A.6 Evolution de la SST et de la SSS lors de la campagne OISO10 effectuée au sud de l’Australie en février 2003 à bord du Marion-Dufresne. Positionnement des différents fronts selon les critères de Chaigneau et Morrow, 2002. Les étoiles sur la section de température potentielle indiquent la signature des fronts en subsurface. 29 Cette légère discordance n’est en rien problématique quant à la délimitation de nos zones d’étude et un découpage plus fin du secteur en latitude ne s’avère pas nécessaire pour l’étude des variations de pCO2. D’autres limites physiques sont observées dans la partie sud du secteur : une limite nord de l’extension maximale des glaces (WIC), située d’après les observations satellitales en moyenne vers 61°S et une structure physique, plus complexe et moins bien définie, près du continent. Proches du continent les limites présentes sont le front sud de l’ACC (SACCF), la divergence antarctique (AD) et la limite sud de l’ACC (SB). En quelques mots le SACCF est le front le plus au sud de l’ACC (Figure A.4), il présente deux branches (Rintoul et al., 2002). La SB n’est pas un front mais la limite sud de la circulation circumpolaire ACC, elle représente une frontière biologique (Tynan, 1998). Et l’AD correspond à la zone où les vents dominants d’ouest changent de direction (vents d’est), avec pour conséquence une remontée des eaux profondes circumpolaires (CDW) plus chaudes (>2°C), plus salées (>34,4) et plus riches en nutritifs que les eaux de surface (Popp et al., 1999; Bindoff et al., 2000). Cependant les eaux de surface plus froides et moins salées, qui proviennent de la fonte de la glace de mer, masquent les caractéristiques de la CDW en surface (Ishii et al., 2002). Ces limites, le SACCF et la SB définis par Orsi et al. (1995) et l’AD par Popp et al. (1999), ne sont pas aisément identifiables. Leurs positions précises nécessitent de travailler avec des données de subsurface et varient selon les auteurs. Elles sont distinctes mais très proches selon les secteurs, au sud de l’Australie elles se concentrent sur 1° de latitude environ (Bindoff et al., 2000; Sokolov et Rintoul, 2002). En conséquence dans la suite de notre étude, les 3 limites seront considérées comme confondues, appelées SB et situées aux environs de 64°S. Le positionnement de cette dernière frontière permettra ainsi de régionaliser l’étude des variations de CO2 dans la région antarctique influencée par la glace de mer.

Quels processus modifient les flux de CO2 ? 

La distribution des flux de CO2 est contrôlée par la solubilité du CO2 et des processus physiques et biologiques (Figure B.1). Figure B.1 Schéma des processus physique, chimique et biologique contrôlant les flux de CO2. • La pompe de solubilité La dissolution du CO2 dans l’eau de mer dépend de la température, elle est facilitée par la coexistence de plusieurs formes inorganiques dissoutes contenant du carbone. La solubilité du CO2 augmente lorsque l’eau se refroidit et, par conséquent, la fCO2 océanique diminue. La température de la couche de surface de l’océan a donc un rôle déterminant sur le flux de CO2 entre l’océan et l’atmosphère. Néanmoins, l’océan de surface en contact avec l’atmosphère ne représente que 2% de la masse océanique totale ce qui n’offre qu’une très faible capacité de dilution. Le CO2 pénètre dans l’océan profond grâce à la pompe physique. • La pompe physique Le stockage du carbone dans les eaux profondes est assuré par la circulation océanique : les plongées d’eau en profondeur et les mélanges entre masses d’eau. Lorsque les eaux tropicales superficielles chaudes sont entraînées vers les hautes latitudes, elles se refroidissent et s’enrichissent en CO2. Une fois les latitudes polaires atteintes, ces eaux refroidies, plus denses, plongent vers les profondeurs et CO2 atmosphérique entraînent avec elles du carbone. Il n’est pas rare de trouver dans les diverses définitions, la pompe de solubilité intégrée à la notion de pompe physique. Le CO2 est également transporté ou plutôt utilisé par la pompe biologique. • La pompe biologique et la contre-pompe Le phytoplancton synthétise le carbone organique indispensable à son développement par la photosynthèse. Cette production primaire, maximale lors des floraisons printanières, a lieu dans la couche euphotique de l’océan car elle nécessite de la lumière et consomme des sels nutritifs et du CO2 (CT carbone total ou carbone inorganique dissous) pour former de la matière organique. Quand le phytoplancton meurt ou excrète des détritus, les tissus morts se décomposent dans l’eau sous forme de carbone organique dissous (COD) ou s’accumulent sous forme d’agrégats le carbone organique particulaire (COP). Ces deux formes du carbone organique, COD et COP, sont reminéralisées sous forme de carbone inorganique dissous (CT) par deux processus : la dégradation par les rayonnements ultraviolets et la respiration. Dans la couche de surface de l’océan la photosynthèse domine le bilan net entre photosynthèse et respiration. En conséquence l’activité biologique fait baisser la fCO2 dans la couche de surface. En parallèle, certaines espèces de phytoplancton fabriquent des squelettes externes (ou tests) en carbonate de calcium CaCO3. Ceci entraîne une diminution des carbonates dans la couche de surface et, par voie de conséquence, une diminution de la quantité totale de carbone inorganique dissous en surface. L’équilibre du système des carbonates est modifié et entraîne une augmentation de fCO2 en surface. On appelle ce phénomène la contre-pompe des carbonates. En moyenne globale, c’est l’effet de pompe biologique qui l’emporte, diminuant la quantité de carbone dissous en surface. La couche de surface n’est pas le seul lieu de l’océan où se trouve le carbone organique. En effet le carbone organique dissous et particulaire (COD et COP) n’est pas totalement reminéralisé dans la couche euphotique. La part de ce carbone organique non reminéralisé en surface coule vers les profondeurs de l’océan et est soit reminéralisée pendant sa chute, soit reste intacte jusqu’au fond. Ce flux de carbone descendant de la surface vers le fond est appelé la production exportée. Ce 33 carbone est ainsi isolé de l’atmosphère pour des décennies voire des siècles. Ces eaux profondes, riches en carbone, sont ensuite transportées vers la surface par les processus dynamiques. 

Les données et les outils

 Dans la présente étude, les observations in situ océaniques sur le cycle du carbone ainsi que les paramètres biogéochimiques associés et les observations satellitales (e.g. couleur de l’océan et autres paramètres SeaWiFS, vent, SST et anomalie de SST, ozone, nuages) sont étudiées. Les données utilisées ont été prélevées à bord de l’Astrolabe dans le cadre du programme MINERVE ainsi qu’à bord du MarionDufresne lors d’une des campagnes du programme OISO effectuée entre Fremantle en Australie et Dumont D’Urville. Les dates de l’ensemble de ces campagnes, ainsi que les différents paramètres in situ et satellitaires utilisés sont répertoriées dans les Tableau C.1 et Tableau C.2. Les différentes méthodes et techniques d’acquisition de l’ensemble des données sont abordées dans les paragraphes C.1 et C.2. Et la partie C.3 s’intéresse au calcul de flux de CO2. 

Les données in situ 

De façon générale, pour les analyses de l’eau de mer de surface (prélèvements discrets ou mesures en continu), l’eau est pompée à l’avant du bateau à une profondeur d’environ 5 mètres. Un thermosalinomètre (SBE 21 sur l’Astrolabe et SBE 5 sur le Marion-Dufresne) mesure en continu la SST et la conductivité de l’eau de mer avec une précision de 0,01°C et 0,001S/m. Les mesures sur l’Astrolabe sont effectuées dans le cadre du programme SURVOSTRAL (SURVeillance de l’Océan AuSTRAL). Le carbone total CT et l’alcalinité totale AT L’équilibre chimique entre les formes gazeuses et dissoutes du CO2, est régi par la série d’équilibre suivante : CO2+H2O↔H2CO3↔H+ +HCO3 – ↔2H+ +CO3 2- Le CO2 réagit avec l’eau pour former de l’acide carbonique H2CO3 qui est lui-même en équilibre avec les ions carbonates CO3 2- et les ions bicarbonates HCO3 – , 90% est sous cette dernière forme. Cet ensemble forme le système des carbonates. Ainsi, une fois dissous dans l’océan de surface, l’addition du CO2 transforme des carbonates en bicarbonates, ce qui apparaît en combinant les équilibres précédents sous la forme synthétique : CO2+H2O+CO3 2-↔2HCO3 – La somme des concentrations des espèces dissoutes dans l’eau de mer représente le carbone inorganique dissous ou carbone total (CT) : CT=[HCO3 – ]+[CO3 2-]+[CO2] Une autre relation importante pour les carbonates est l’alcalinité des carbonates (AC) : 35 AC=[HCO3 – ]+2[CO3 2-] En pratique CT est quantifiable directement mais pas l’alcalinité des carbonates ; par contre l’alcalinité totale de l’eau de mer AT l’est. L’eau de mer comprend d’autres espèces chimiques en plus des carbonates, dont les plus importantes sont les borates.