Quels processus modifient les flux de CO2 ?

Le dioxyde de carbone (CO2), ou gaz carbonique, est une molécule très stable dans l’atmosphère. Grâce à la photosynthèse, les végétaux terrestres et océaniques brisent cette molécule pour utiliser l’atome de carbone en l’incorporant à leur matière vivante. Le carbone ainsi assimilé est transformé en carbone organique. En présence d’oxygène, il redonne du CO2 et de la chaleur. Ainsi depuis plusieurs décennies, les produits de la photosynthèse ″fraîche″: le bois et ″ancienne″: la houille, le pétrole et le gaz (appelés énergies fossiles), sont brûlés afin de récupérer l’énergie nécessaire au développement de l’activité humaine. Or le CO2 est un des principaux gaz à effet de serre, un des composés chimiques de l’atmosphère qui absorbe les infrarouges terrestres et qui en réémet une partie vers la surface de la Terre. Les gaz à effet de serre assurent à la surface du globe une température moyenne de 15°C au lieu de -18°C en leur absence, c’est l’effet de serre ″naturel″. Avant l’ère industrielle, la concentration de CO2 atmosphérique était relativement stable et proche de 280 ppm mais, dès 1800 et surtout vers 1950, elle a fortement augmenté (0,5% par an), hausse essentiellement provoquée par les activités humaines. En effet, ces 20 dernières années, les ¾ environ du CO2 atmosphérique anthropique sont à mettre sur le compte de la combustion de carburants fossiles et le ¼ restant sur le compte de la déforestation et de l’évolution des pratiques agricoles. En 2004, la concentration moyenne de CO2 dans l’atmosphère a atteint la valeur record de 380 ppm. Ce surplus de CO2 d’origine humaine dans l’atmosphère entraîne un effet de serre anthropique ou ″additionnel″ (parce qu’il se rajoute à celui d’origine naturelle). En effet, de 1750 à 2000, le CO2 émis par l’homme dans l’atmosphère aurait été responsable d’un forçage radiatif – une modification du bilan radiatif terrestre – de 0,4% de l’énergie solaire reçue (IPCC, 2001). Cela peut paraître peu, pourtant, compte tenu des énergies considérables qui sont en jeu, de la fragilité de certains équilibres naturels, et du fait que ces effets agissent sur de longues périodes, cette quantité est très significative pour notre avenir. La première conséquence, déjà observable, est le réchauffement de la surface de la planète, dont les 2/3 sont imputables au CO2. Ainsi des négociations internationales sur les émissions de gaz à effet de serre ont pris place, depuis la Convention de Rio sur le climat, signée en 1992 par à peu près tous les pays du monde lors du Sommet de la Terre. L’une des conclusions essentielle de cette convention sur le climat était qu’il fallait “stabiliser les concentrations de gaz à effet de serre dans l’atmosphère à un niveau qui empêche toute perturbation anthropique dangereuse du système climatique”. La convention s’est déchargée sur les ″protocoles″ des points concernant les mesures concrètes permettant d’atteindre le but fixé. Le protocole de Kyoto, adopté en 1997, et ratifié de 1997 à 2004, est l’un d’eux. Le CO2 est présent dans l’atmosphère (750Gt) et l’augmentation actuelle de ce réservoir est de l’ordre de 3Gt de carbone par an. Lorsque le surplus de CO2 atmosphérique accumulé depuis 1850 est mesuré et comparé au stock de carbone brûlé depuis cette date, la moitié seulement de ce stock est retrouvé. Donc une partie de ce CO2 anthropique est absorbé par les systèmes naturels que sont la biosphère continentale et l’océan. Il reste à savoir comment ces deux réservoirs réagissent face à cette perturbation des flux naturels. L’océan, en contenant 40.000Gt de carbone, soit 50 fois plus que le réservoir atmosphérique et 20 fois plus que la biosphère continentale, est au cœur de ce problème.

Pour estimer les flux de CO2 océaniques globaux actuels, plusieurs méthodes existent. Elles sont rendues possibles notamment grâce aux mesures de CO2 collectées lors des nombreuses campagnes océanographiques réalisées depuis les années 60, et surtout pendant les années 90, à l’aire des programmes WOCE (World Ocean Circulation Experiment) et JGOFS (Joint Global Ocean Flux Study). L’accumulation importante de données a permis notamment à Takahashi et al. en 2002 d’établir une climatologie, basée sur une méthode directe de calcul  .

De plus, ces dernières années, des méthodes indirectes, telles que les modèles inverses atmosphériques et océaniques et les modèles de circulation océanique globaux, ont été développés et améliorés pour quantifier la variabilité temporelle des flux air-mer de CO2 à l’échelle globale. L’ensemble de ces méthodes permet d’estimer que le puits océanique global de CO2 est compris entre 1,5 et 2,8 GtC/an, convergeant vers une valeur moyenne de 1,9Gt±0,7GtC/an, pour la période 1980- 2000, soit entre ¼ et ½ des émissions de carbone fossile annuelles (IPCC, 2001).

Toutes les méthodes permettent de s’accorder également sur le fait que l’océan absorbe du CO2 dans les moyennes et hautes latitudes, alors qu’il dégaze du CO2 généralement au niveau des tropiques, par le biais de nombreux processus physicochimiques et biologiques. Si des cohérences existent entre ces différentes méthodes, l’océan Austral est souvent la zone où les plus grandes divergences apparaissent : Les résultats issus de modèles de circulation océanique globaux donnent parfois des flux différents ; par exemple Orr et al. ont comparé 4 sorties de modèles océaniques dans l’océan Austral : au sud de 30°S, les flux varient entre  0,64 et –1,11GtC/an (Orr et al., 2001). Si la fourchette des flux estimés par les modèles de circulation océanique globaux est large, les estimations des modèles inverses sont, quant à elles, assez voisines : dans l’océan Austral, entre –0,35 et  0,55GtC/an pour les modèles inverses atmosphériques (Gurney et al., 2002; Gurney et al., 2004) et entre –0.3 et –0,6GtC/an pour les modèles inverses océaniques (Gloor et al., 2003; Roy et al., 2003). En revanche, toutes méthodes confondues, les estimations des flux dans l’océan Austral et dans les régions subpolaires de l’hémisphère sud, issus des modèles inverses, sont faibles par rapport aux flux issus des modèles de circulation océanique globaux proposés précédemment et aux flux climatologiques, qui évaluent des flux entre –1,02 et –0,74GtC/an pour l’océan Austral au sud de 50°S (Takahashi et al., 2002). Une telle différence peut s’expliquer par une couverture de données de pCO2 utilisées pour établir la climatologie, encore trop faible (Gloor et al., 2003). De plus les données disponibles dans l’océan Austral sont très souvent recueillies en été et plus rarement en hiver. Or une étude récente de Metzl et al. (2001) a montré que l’océan Austral (secteur indien-ouest) pouvait être une source en hiver. Si on tenait compte de cette remarque et qu’on la généralisait à tout l’océan Austral les flux climatologiques seraient plus faibles et la différence entre flux climatologiques et flux estimés par les modèles inverses serait également plus faible (Gurney et al., 2002; Roy et al., 2003; Gurney et al., 2004). Ces résultats récents sont encourageants, cependant si les variations saisonnières du système du CO2 sont de mieux en mieux établies, la variabilité interannuelle, voire décennale, n’est pas bien connue. Les processus à l’origine de ces variations restent à comprendre, ce qui implique une amélioration de notre compréhension des interactions entre la biologie marine, la biogéochimie et la physique. Or l’appréhension des variations interannuelles et décennales est primordiale pour détecter et comprendre les changements ou les tendances de flux de CO2. Cette compréhension permettra également aux modèles de reproduire les variations interannuelles et décennales de flux de CO2 océanique nécessaires pour accorder une plus grande confiance aux prévisions futures. Ceci est d’autant plus important que, face aux changements climatiques, la réponse de l’océan Austral serait particulièrement sensible. Afin de pallier ces interrogations la stratégie internationale de mesures régulières mise en place doit être maintenue et améliorée et le suivi à long terme de la biogéochimie dans l’océan Austral est indispensable.

Le programme MINERVE (Mesure à l’INterface Eau-AiR de la Variabilité des Echanges de CO2) propose ainsi un cadre de travail approprié : Le but de ce programme étant d’observer, de comprendre et d’estimer les variabilités saisonnières et interannuelles de la pCO2 dans les eaux de surface des zones australes et du flux net de CO2 à l’interface océan-atmosphère, à l’aide de mesures hydrologiques et biogéochimiques in situ. MINERVE s’appuie sur des campagnes de valorisation de transit réalisées à bord de l’Astrolabe (navire affrété par l’IPEV), en collaboration avec le CSIRO, sur le parcours logistique Tasmanie-Terre-Adélie (3 allers-retours par an). A l’échelle nationale, ce programme est complémentaire du programme OISO conduit à bord du Marion-Dufresne (IPEV/TAAF) depuis 1998 dans l’océan Indien sud-ouest (http://www.ipsl.jussieu.fr/services/Observations/fr/OISO.htm). De plus, depuis 2003, les programmes OISO et MINERVE constituent l’ORE/CARAUS mis en place par le ministère de la recherche. Ces programmes s’inscrivent également dans le cadre du projet FLAMENCO2 du programme français PROOF (http://www.obsvlfr.fr/proof/vt/op/ec/flamenco/fla.htm) avec les orientations scientifiques du programme international SOLAS.

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 production d’eau de fond antarctique (AABW) qui entraîne probablement du CO2 anthropique au cœur de l’océan pour des siècles.

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.

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, 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, 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.

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 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).

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Table des matières

INTRODUCTION
CHAPITRE I. Généralités
A. L’océan Austral
B. Quels processus modifient les flux de CO2 ?
C. Les données et les outils
C.1. Les données in situ
C.2. Les données satellitaires
C.3. Le calcul de flux de CO2
D. L’état des connaissances des données de CO2 récoltées dans le secteur sudest indien
CHAPITRE II. Variations saisonnières en 1996/1997 : année ″référence″
A. Distribution saisonnière de SST, SSS, chlorophylle-a, AT/CT, ∆fCO2 et des flux de CO2
A.1. SST et SSS
A.2. La chlorophylle-a
A.3. L’AT/CT
B. Confrontation avec la climatologie de Takahashi et al. et un modèle
d’inversion atmosphérique
B.1. Comparaison avec les pCO2 de la climatologie de Takahashi et al., 2002
B.2. Comparaison avec les flux de CO2 issus du modèle d’inversion atmosphérique du projet FLAMENCO2
CHAPITRE III. Variations saisonnières en 2002/2003 : année ″atypique″
A. Distribution des paramètres hydrologiques
B. Distribution des paramètres biogéochimiques, de ∆fCO2 et des flux de CO2 dans la SAR
C. Distribution des paramètres biogéochimiques, de ∆fCO2 et des flux de CO2 au sud de 61,5°S
D. Distribution des paramètres biogéochimiques, de ∆fCO2 et des flux de CO2 dans la POOZ
CHAPITRE IV. Processus à l’origine du puits intense de CO2 dans la POOZ en février 2003
A. L’anomalie de SST
B. La lumière
B.1. Le régime mélange/lumière (rayonnements actifs photosynthétiquement, PAR)
B.2. Les rayonnements ultraviolets (UVR)
C. Les micronutriments et en particulier le fer
CONCLUSION ET PERSPECTIVES
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
ANNEXE

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