Soutenance mémoire
Caractéristiques météorologiques et hydrologiques du Golfe de Guinée
Conditions météorologiques
Les conditions météorologiques dans l’Atlantique tropical Est sont largement dominées par la circulation atmosphérique des régions équatoriales avec quelques variantes dues aux caractéristiques particulières de la zone. Les régions équatoriales reçoivent le maximum de rayonnement solaire. Cela favorise l’existence d’une zone de basses pressions vers laquelle affluent les masses d’air des basses couches atmosphériques au niveau de l’équateur météorologique. Ces masses d’air s’élèvent vers le sommet de la troposphère, et circulent méridionalement vers le nord et vers le sud, avant de redescendre au niveau des anticyclones des Açores dans l’hémisphère nord et l’anticyclone de Saint Hélène dans l’hémisphère sud : ce sont les cellules de Hadley. L’air chaud et humide dans son mouvement ascendant au niveau de l’équateur météorologique libère de l’énergie et génère de fortes précipitations par suite de l’importante activité convective atmosphérique. Sur le plan horizontal les vents du sud –est de l’hémisphère sud et du nord –est dans l’hémisphère nord (les alizés) générés par les deux anticyclones des moyennes latitudes convergent dans une zone appelée Zone de Convergence InterTropicale (ITCZ) ; les vents y sont faibles et les grains violents : c’est le fameux « pot au noir » tant redouté par les navigateurs. A la surface de la mer, la température y est maximale.
Cette circulation atmosphérique des régions tropicales présente une forte modulation saisonnière. L’alternance des saisons s’y manifeste par le parcours méridien de l’ITCZ et donc par le déplacement des zones de précipitations. Ainsi, dans les parties centrale et occidentale du bassin équatorial, les alizés de sud –est sont les plus intenses quand l’ITCZ est à sa position la plus septentrionale en juillet (10°N à l’ouest du bassin, 15°N à l’est), conjointement au déplacement vers le nord des anticyclones subtropicaux (Peterson et Stramma, 1991). Inversement, les alizés sont les plus faibles à l’équateur en janvier quand l’ITCZ est dans sa position la plus proche de l’équateur (0°N à l’ouest et 5°N à l’est) .
A basse altitude, en hiver boréal, la dépression thermique au sud du Sahara est très marquée. Elle engendre conjointement aux anticyclones des Açores et de St Hélène un fort flux du nord/ nord –est sur le continent africain : le flux d’Harmattan. Au printemps boréal, la dépression saharienne amorce sa remontée vers le nord. Les anticyclones se renforcent graduellement entre le printemps et l’été, ce qui a pour conséquence la mise en place du régime de mousson par le développement de flux du sud/ sud –ouest sur le Golfe de Guinée. Vers l’automne, la dépression saharienne redescend assez brutalement et la mousson africaine touche à sa fin. La circulation de la mousson est modulée à la fois par la convection humide de l’ITCZ et par la convection sèche sur la zone saharienne. Dans l’Est du Golfe de Guinée, les alizés changent donc saisonnièrement de direction en été boréal pendant la mousson. Cette modification de flux est principalement liée aux contrastes thermiques existant entre le continent africain et les océans Atlantique et Indien et aux basses pressions régnant sur le continent africain. Elle est aussi conditionnée par une humidité relative conséquente qui renforce le gradient de pression terre –mer par dégagement de la chaleur latente. Ces régimes de vents conditionnent fortement la dynamique et la thermodynamique de la couche de surface de l’océan (Peter, 2007).
Caractéristiques hydrologiques
Circulation océanique de surface et de subsurface
Le système de courants marins au niveau de l’équateur est composé d’un ensemble de courants zonaux en surface et en subsurface . Les courants sont nommés d’après les acronymes en français couramment utilisés. Par contre les masses d’eau sont nommées selon leurs acronymes en anglais car leurs équivalents en français sont rarement utilisés.
Le courant principal de surface dans l’Est de l’Atlantique tropical est le Courant Equatorial Sud (CES). Il est orienté d’est en ouest et s’étend de la surface à 100 m de profondeur environ. On le trouve entre 4°N et 15°–25°S selon la longitude et la période de ‘année. Il alimente au large du Brésil deux principaux courants: le Courant du Brésil (CB) orienté vers le sud et le Courant Nord Brésilien (CNB) vers le nord. En été et automne boréal, une partie du CNB subit une rétroflexion le long des côtes de l’Amérique du sud entre 6° N et 8° N (Wilson et al, 1994) et crée ainsi le Contre Courant Equatorial Nord (CCEN) dirigé vers l’est. Dans l’Est de l’Atlantique tropical, le CCEN se prolonge en partie sous la forme du Courant de Guinée (CG). Ce dernier est très variable en intensité et en épaisseur selon les saisons. De juillet à mars, le CG est relativement faible et assez irrégulier. Il a une vitesse comprise entre 0,4 et 0,5 nœud (1 nœud = 0,5 m s-1 ) atteignant une profondeur de 10 à 15 m. Le mois d’octobre est une période de transition pendant laquelle le CG est quasi inexistant. D’avril à juillet, la couche superficielle d’eau chaude devient la plus épaisse et atteint 30 m puis diminue lorsque les remontées d’eaux froides de subsurface (ou upwellings) prennent naissance. Le CG subit des fluctuations analogues. Il s’épaissit notablement, sa limite inférieure pouvant atteindre la profondeur de 50 m en mai, et sa vitesse augmente et dépasse un nœud (0,5 ms-1 ). L’augmentation de vitesse vers le large est très nette. C’est donc à cette saison que le CG est le mieux établi et le plus stable (Lemasson et al, 1973a).
Les principales masses d’eau de l’Atlantique tropical sont les Eaux Tropicales de Surface (ou Tropical Surface Water (TSW) en anglais), les Eaux Centrales (ou Central Water (CW) en anglais) et les Eaux Antarctiques Intermédiaires (ou Antarctic Intermediate Water (AAIW) en anglais). En se déplaçant vers le nord, ces masses d’eaux rencontrent les Eaux Profondes de l’Atlantique Nord (ou North Atlantic Deep Water (NADW) en anglais) en direction du sud entre 1200 et 4000 m de profondeur. Les TSW avec une température d’environ 27°C occupent la couche de mélange de l’Atlantique tropical (Stramma and Schott, 1999). La couche de mélange est définie comme la couche de surface de densité constante. Dans l’Est de l’Atlantique tropical, Elle est particulièrement peu profonde et son épaisseur varie entre 10 et 30 m (Peter et al, 2006).
Dans la thermocline, la température varie de 25°C à 15°C sur 50 m environ et l’isotherme 20°C représente la limite inférieure des TSW (Stramma and Schott, 1999). En dessous des TSW se trouvent les Eaux Centrales de l’Atlantique Sud (ou South Atlantic Central Water (SACW) en anglais) formées dans l’Atlantique subtropical.
La circulation océanique de subsurface a été décrite par différents auteurs (Metcalf and Stalcup, 1967 ; Hisard and Morlière, 1973; Morlière et al, 1974; Hisard et al, 1975; Düing et al, 1975; Wauthy, 1977; Voituriez, 1983; Peterson et Stramma, 1991; Wacongne et Piton, 1992). Une synthèse proposée dans une étude récente (Peter, 2007) fait ressortir les caractéristiques de la circulation océanique en subsurface.
En subsurface , à l’équateur, la circulation est essentiellement dominée par le Sous Courant Equatorial (SCE) qui s’écoule vers l’est à environ 100 m de profondeur et se situe dans le cœur de la thermocline à l’ouest du bassin, et dans le haut de la thermocline à l’est. Ce courant est alimenté principalement par des eaux originaires des régions subtropicales sud, chaudes, salées et riches en oxygène, via une recirculation du Sous-Courant Nord –Brésilien (SCNB), par ventilation de la thermocline. D’ouest en est, ce courant s’atténue sensiblement ; il remonte vers la surface et développe des méandres. Le vent injecte de la quantité de mouvement vers l’ouest dans la couche superficielle à l’équateur et créé ainsi un transport de masse d’eau vers l’ouest. Ces eaux s’accumulent au bord ouest et créent une zone de haute pression qui entraînent un flot barocline de subsurface, maintenu grâce au mélange vertical et aux échanges entre les couches océaniques. Des observations hydrologiques ont permis de montrer qu’il se prolonge au fond du Golfe de Guinée en se séparant en deux branches : l’une se dirige vers le nord en direction de la baie du Biafra, l’autre vers le sud le long des côtes du Gabon (Peter, 2007).
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Table des matières
INTRODUCTION GENERALE
CHAPITRE 1 : CONTEXTE GENERAL DE L’ETUDE
1.1. Caractéristiques météorologiques et hydrologiques du Golfe de Guinée
1.1.1. Conditions météorologiques
1.1.2. Caractéristiques hydrologiques
1.1.2.1. Circulation océanique de surface et de subsurface
1.1.2.2. Upwellings côtiers et équatorial
1.1.2.3. Fleuves et rivières
1.2. Le cycle du carbone dans l’océan
1.2.1. Carbone inorganique dissous (DIC)
1.2.2. Alcalinité Totale (TA)
1.2.3. pH de l’eau de mer
1.3. Processus affectant la variabilité des paramètres de CO2 dans l’océan de surface
1.3.1. Processus physiques
1.3.2. Processus Biologiques
1.3.3. Distribution de ∆pCO2
CHAPITRE 2 : DONNEES ET METHODES
2.1. Méthodes de mesures
2.1.1.1 Mesure de la salinité (SSS)
2.1.1.2 Mesure de la température (SST)
2.1.2. Mesure de l’alcalinité totale (TA) et du carbone inorganique dissous (DIC)
2.1.3. Détermination de la fugacité du CO2 océanique (fCO2)
2.1.3.1. Mesure directe de fCO2
2.1.3.2. Calcul de fCO2 à partir de TA et DIC
2.1.4. Détermination du flux air-mer de CO2
2.1.5. Mesures Biologiques
2.2. Données complémentaires du carbone
2.3. Méthodes statistiques
2.3.1. Ecart-Type
2.3.2. Erreur quadratique moyenne
2.3.3. Biais moyen
2.3.4. Coefficient de détermination
CHAPITRE 3 : CONDITIONS HYDROLOGIQUES ET BIOGEOCHIMIQUES DURANT LES CAMPAGNES EGEE
3.1. Distribution des paramètres hydrologiques (Salinité et Température)
3.2. Distribution des paramètres biogéochimiques
3.2.1. Distribution des paramètres biologiques (sels nutritifs et fluorescence) en
surface
3.2.1.1. Sels nutritifs
3.2.1.2. Fluorescence
3.2.1.3. Analyse des profils de fluorescence et de nitrates
3.2.2. Distribution des paramètres du carbone (TA et DIC)
3.2.2.1. Facteurs de variabilité des paramètres du carbone (TA et DIC)
3.3. Variabilité saisonnière des paramètres hydrologiques et du carbone
3.4. Variabilité interannuelle des paramètres hydrologiques et du carbone
3.4.1. Amplitude des variations interannuelles de l’upwelling équatorial
3.5. Distribution de fCO2 dans l’océan durant EGEE
CONCLUSION GENERALE
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