techniciens, Maurice Duchaffaut, Bernard Brient, Roger - Locean

HABILITATION A DIRIGER DES RECHERCHES
Présentée à l’université Pierre et Marie Curie
Spécialité :
Physique et chimie de l’océan et de l’atmosphère ; climat
par
Nathalie Lefèvre
Chargée de recherches à l’IRD
Mesure et variabilité de la fugacité de CO dans l’océan de surface
2
Devant le jury composé de :
M. Alain Saliot Président
Mme Catherine Jeandel Rapporteur
Mme Corinne Le Quéré Rapporteur
M. Cyril Moulin Rapporteur
Mme Aida Ríos
Examinateur
M. Pierre Soler Examinateur
LOCEAN-IPSL, UMR UPMC/CNRS/IRD/MNH, PARIS
1

Remerciements
Je remercie les membres du jury d’avoir bien voulu participer à cette évaluation.
La mesure des paramètres du cycle du carbone tient une grande part dans mes travaux et a
nécessité l’utilisation de différents instruments. Je tiens à remercier les ingénieurs et
techniciens, Maurice Duchaffaut, Bernard Brient, Roger Ling, Greg Jameson, Théo Danguy,
Laurence Beaumont, Antoine Guillot, Denis Diverrès, Stéphane Jacquin, Fabrice Roubaut,
Francis Gallois, Bernard Schauer, Christian Brunet, Claude Mignon, qui m’ont aidée à
développer et à faire fonctionner les différents systèmes que j’ai utilisés tout au long de mes
recherches depuis ma thèse jusqu’à ce jour.
J’ai bénéficié de l’expertise des équipes dans lesquelles j’ai travaillé, celles de Gil Michard au
Laboratoire des Géochimie des Eaux (LGE) de Paris 7, de Liliane Merlivat au Laboratoire
d’Océanographie Dynamique et de Climatologie (LODYC), d’Andy Watson au Plymouth
Marine Laboratory (PML) puis à l’University d’East Anglia (UEA) et de Jim Aiken et Arnold
Taylor à PML.
Je remercie aussi Sabine Arnault et Chantal Andrié pour leurs encouragements dès ma thèse
et leur aide pour mon retour en France. Ma gratitude va également à Susan Knox, Chris George,
Tony Bale pour leur soutien, leurs conseils et leur amitié lors de mon séjour en Angleterre.
2

TABLE DES MATIERES
I BILAN DES RESULTATS SCIENTIFIQUES.......................................................................... 4
Introduction............................................................................................................................... 4
1. Méthodes et instrumentation CO ......................................................................................... 5
2
1.1. Le système des carbonates ............................................................................................. 5
1.2. Calcul du flux de CO .................................................................................................... 6
2
1.3. Mesure de la fugacité de CO dans l’océan et l’atmosphère.......................................... 7
2
1.3.1. Détection infrarouge................................................................................................ 8
1.3.2. Colorimétrie ............................................................................................................ 9
1.4. Les réseaux d’observations .......................................................................................... 10
1.4.1. Mesures sur navires marchands ............................................................................ 10
1.4.2. Bouées instrumentées............................................................................................ 13
2. Variabilité de la fugacité de CO dans l’océan ................................................................... 14
2
2.1. Les échanges air-mer.................................................................................................... 15
2.2. Circulation océanique et processus physiques ............................................................. 17
2.2.1. Les régions subtropicales et l’effet thermodynamique ......................................... 17
2.2.2. Les régions d’upwelling........................................................................................ 20
2.3. Processus biologiques .................................................................................................. 22
3. Distribution des puits et sources de fCO par synthèses de données .................................. 26
2
3.1. Construction d’algorithmes.......................................................................................... 26
3.2. Cartes de fugacité et de flux de CO ............................................................................ 29
2
3.2.1 Analyse objective................................................................................................... 29
3.2.2. Réseau de neurones............................................................................................... 31
4. Evolution temporelle du puits de CO dans l’océan ........................................................... 33
2
4.1. L’Atlantique nord......................................................................................................... 33
4.2. L’océan mondial........................................................................................................... 35
Conclusions............................................................................................................................. 38
II PERSPECTIVES..................................................................................................................... 41
1. Le réseau d’observations et les données collectées............................................................. 41
1.1. Les navires marchands ................................................................................................. 41
1.2. Les séries temporelles en point fixe............................................................................. 43
1.3 Les synthèses de données.............................................................................................. 44
2. Etude de la variabilité haute fréquence ............................................................................... 45
2.1. Les observations........................................................................................................... 45
2.2. Modélisation à une dimension ..................................................................................... 46
3. L’Atlantique tropical........................................................................................................... 47
3.1. Caractéristiques de la zone........................................................................................... 47
3.2. Rôle de la salinité......................................................................................................... 49
3.3. Estimation du flux air-mer de CO à l’échelle du bassin............................................. 52
2
4. Coopération avec les pays du sud ....................................................................................... 54
4.1. L’Atlantique ouest........................................................................................................ 54
4.2. Le golfe de Guinée....................................................................................................... 55
5. Développement instrumental .............................................................................................. 57
III BIBLIOGRAPHIE ................................................................................................................. 59
IV LISTE DES TRAVAUX........................................................................................................ 67
V COPIES DE SIX PUBLICATIONS SELECTIONNEES....................................................... 70
3

I BILAN DES RESULTATS SCIENTIFIQUES
Introduction
La composition de l’atmosphère a été altérée de façon significative par les activités humaines
(combustion des énergies fossiles, agriculture, déforestation et émissions industrielles). La
teneur en gaz carbonique (CO 2 ) dans l’atmosphère est passée de 280 ppm à l’ère préindustrielle
pour atteindre ~370 ppm aujourd’hui.
Augmentation atmosphérique de CO 2
3,2 ± 0,1 GtC/ yr (1990-1999)
6,3 ± 0,4 GtC/ yr (1990-1999)
1,4 ± 0,7 GtC/ yr (IPCC)
1,7 ± 0,5 GtC/ an (rapport IPCC)
2,5 ± 0,5 GtC/ an (modèle 3D)
Figure 1. Cycle du carbone d’après le rapport IPCC (2001).
L’océan est un élément clé du système climatique par sa capacité à réguler l’absorption, le
stockage et le relargage du CO 2 dans l’atmosphère à des échelles de temps annuelle à
millénaire. Environ 30% des émissions de carbone anthropique dans l’atmosphère sont
absorbées par l’océan (figure 1).
Les régions où l'océan absorbe et dégaze du CO 2 sont assez bien identifiées mais la
distribution de ces puits et sources est essentiellement statique, faute d'observations ou de
modèles fiables. Ainsi la climatologie de CO 2 de Takahashi et al. [1997; 2002] utilisée comme
référence, est construite à partir de données collectées sur 20 ans et ramenées à une année
particulière. Il n'existe actuellement que très peu d'information sur la dynamique et la variabilité
de ces puits et de ces sources océaniques de CO 2 . Or, des changements de circulation
océanique, des modifications de la disponibilité des sels nutritifs, des variations de l'acidité
(pH) sur les écosystèmes marins peuvent les modifier. Comprendre le rôle de l'océan face au
changement climatique demeure la grande inconnue actuelle.
Le flux de CO 2 (F) quantifie la fonction «source» (flux positif) ou «puits» (flux négatif) de
l’échange de CO 2 entre l’océan et l’atmosphère. La méthode la plus directe pour l’évaluer
consiste à déterminer le gradient de fugacité de CO 2 (la fugacité serait équivalente à la pression
4

partielle si le CO 2 était un gaz parfait) à l’interface air-mer et le coefficient d’échange du gaz.
Le flux se calcule par la formule F = K.ΔfCO 2 où K est le coefficient d'échange du gaz et
ΔfCO 2 est la différence de fugacité entre l'océan superficiel et l'atmosphère. La fugacité de CO2
(fCO 2 ) dans l'océan superficiel est extrêmement variable en fonction des changements de
température, de l'activité biologique et de la circulation océanique, tandis que la concentration
de CO 2 dans l'atmosphère est bien connue. La mesure précise du flux de CO2 à l'interface airmer
ainsi que l’estimation de sa variabilité nécessitent donc essentiellement une bonne
connaissance de fCO 2 dans l'océan de surface et du coefficient d'échange. Ce dernier dépend de
la solubilité du CO 2 dans l'eau de mer et de la rugosité de surface et peut être relié au vent et à
la température de surface. Des cartes de coefficient d'échange sont disponibles [Etcheto et al.,
1991]. Cependant différentes paramétrisations existent et conduisent à des écarts importants sur
l'amplitude du flux de CO 2 [Boutin et al., 2002]. En revanche, la distribution spatio-temporelle
de fCO 2 dans l’océan est très mal connue.
Je me suis intéressée principalement à la fugacité de CO 2 dans l’océan et j’ai cherché à
déterminer sa variabilité spatio-temporelle et les processus responsables de cette variabilité
ainsi que son évolution à long terme. Cette problématique occupe une place importante dans le
programme international SOLAS (surface Ocean Low Atmosphere Studies) puisque sur les
trois thèmes qui constituent le programme, le thème 3 est le flux de CO 2 et d’autres espèces à
longue durée de vie.
L’approche que j’ai adoptée consiste à développer des instruments de mesure permettant de
suivre l’évolution de la distribution de CO 2 de manière automatique indépendamment des
campagnes océanographiques trop sporadiques. Cela permet d’étudier les processus
responsables de la variabilité de CO 2 dans l’océan et d’intégrer des observations de terrain afin
d’obtenir des cartes de variabilité du flux de CO 2 à l’échelle d’un bassin, par construction
d’algorithmes reliant fCO 2 à d’autres paramètres, ou par synthèses de données. Des modèles
simples du cycle du carbone ont aussi été utilisés pour des études de processus.
Le bilan des résultats scientifiques est présenté en quatre parties. La première partie décrit
brièvement le système des carbonates ainsi que l’instrumentation développée et utilisée pour
mesurer fCO 2 dans l’océan et l’atmosphère. La deuxième partie présente des études de
processus réalisées en différentes régions de l’océan et montre la complexité de la variabilité de
fCO 2 dans l’océan. La troisième partie aborde la synthèse de données pour examiner la
variabilité du flux de CO 2 à l’échelle d’un bassin et la dernière partie est consacrée à l’évolution
à long terme du puits de CO océanique.
2
1. Méthodes et instrumentation CO 2
1.1. Le système des carbonates
Plus de 90% du carbone océanique est inorganique : moins de 1% est sous forme de CO 2 ,
94% sous forme d’ions bicarbonates HCO3 - et 5% sous forme d’ions carbonates CO3 2- . Ces
différentes espèces sont liées par des réactions d’équilibre réversibles. Le gaz carbonique
présent dans l’atmosphère se dissout dans l’océan et son hydratation conduit à la formation
d’acide carbonique H 2 CO 3 selon la réaction :
CO2 g
+ H2O
←⎯→
H2CO3
(1)
La loi de Henry relie la fugacité de CO à l’acide carbonique ou CO dissous :
2 2
[H CO ] = α fCO (2)
2 3 2
5

où α est la solubilité du CO 2 dans l’eau de mer, fonction de la température et de la salinité de
l’eau de mer et donnée par la relation de Weiss [1974].
L’acide carbonique est un diacide qui se dissocie pour former des ions bicarbonates et des
ions carbonates :
+ −
H
2CO3
←⎯→
H + HCO3
(3)
−
+ 2−
HCO ←⎯→
H +
(4)
3
CO 3
Le carbone inorganique dissous est défini comme la somme de toutes les espèces carbonées :
−
[ ] [ ] [ ]
− 2
TCO
2
= H
2CO3
+ HCO3
+ CO3
(5)
L’alcalinité totale, TA, est définie comme le nombre de moles de H + équivalent à un excès
d’accepteurs de protons (bases formées avec des acides faibles avec une constante de
dissociation K ≤ 10 -4,5 à 25 o C pour une force ionique nulle) sur les donneurs (acides dont la
constante de dissociation K > 10 -4,5 ) dans un échantillon de 1 kg:
TA =
+
−
2−
−
−
2−
3−
−
[ HCO3 ] + 2[ CO3
] + [ B(
OH)
4
] + [ OH ] + [ HPO4
] + 2[ PO4
] + [ H
3SiO4
] + [ NH
3
]
− +
−
[ HS ] − [ H ] − [ HSO ] − [ HF] − [ H PO ]
4
3
4
L’alcalinité totale est souvent considérée comme un traceur passif et présente une très bonne
corrélation avec la salinité de l’eau de mer sauf quand les organismes qui forment du carbonate
de calcium pour leur squelette sont en solution.
Il suffit de connaître deux paramètres du système des carbonates parmi le pH, fCO 2, TCO2,
TA pour calculer les autres à partir des constantes de dissociation des équations (3) et (4), de la
température et de la salinité. Différentes formulations existent pour les constantes de
dissociation K 1 et K2 [Goyet and Poisson, 1989; Hansson, 1973; Mehrbach et al., 1973; Roy et
al., 1993] mais le jeu de constantes le plus utilisé est celui de Mehrbach et al. (1973) modifié
par Dickson & Millero [1987]. Il existe un écart entre la fugacité mesurée directement et la
fugacité calculée à partir de TCO 2 et TA qui n’est pas élucidé. Certaines études recommandent
l’utilisation des constantes de Dickson & Millero (1987) parce que c’est avec ces constantes
que l’accord entre la mesure et le calcul de fCO 2 est le meilleur [Wanninkhof et al., 1999]. Les
calculs de fCO 2 à partir de TCO2 et TA seront donc effectués avec ce jeu de constantes sauf
mention contraire.
(6)
1.2. Calcul du flux de CO 2
Le flux de CO à l’interface air-mer se calcule de la façon suivante :
2
F = k.α (fCO – fCO
2 ocean 2 atm) (7)
où k est la vitesse de transfert du gaz à l’interface air-mer, α la solubilité du CO 2 dans l’océan,
fCO 2 ocean la fugacité de CO 2 dans l’océan et fCO2 atm la fugacité de CO 2 dans l’atmosphère.
La vitesse de transfert d’un gaz est proportionnelle à une puissance n du nombre de Schmidt,
Sc, défini comme le rapport entre la viscosité cinématique de l’eau de mer et la diffusion
moléculaire du gaz. La valeur de n dépend de l’état de la mer et n’est pas connue précisément.
Différentes formulations existent pour la vitesse de transfert [Liss and Merlivat, 1986;
Wanninkhof, 1992]. Actuellement la plus utilisée est celle de Wanninkhof (1992) qui propose
6

deux formulations selon que les vents sont des vents moyennés à court terme ou à long terme.
Le vent utilisé est le vent mesuré à 10m et exprimé en m/s. Bien souvent il n’est pas mesuré à
10m et on utilise le profil logarithmique du vent pour le ramener à 10m :
u
u
z
0,5
Cd
z
= 1 ln( )
(8)
k
z
+
0
z
où z et z 0 sont des altitudes en mètres, C le coefficient de viscosité pris égal à 1,1 10 -3
d et k la
constante de Van Karmann égale à 0,4.
Beaucoup d’incertitudes existent sur le coefficient d’échange. L’échange de gaz à l’interface
air-mer dépend de la présence de bulles, de la rugosité de la surface de la mer. Des recherches
sont en cours afin d’obtenir une formulation plus satisfaisante qui prenne en compte ces
phénomènes.
La fugacité du CO 2 tient compte du fait que le gaz n’est pas parfait mais elle est
numériquement proche de la pression partielle de CO 2 . La fugacité d’un gaz à l’état pur est la
pression f sous laquelle devrait se trouver ce gaz s’il était parfait pour posséder la même énergie
libre qu’il possède effectivement sous la pression p, la température étant fixée. A partir de
l’équation du viriel limité au second ordre, la relation entre fugacité et pression partielle de CO 2
est donnée par :
0
f B(
T )
ln = p
(9)
p RT
avec B(T) = -1636,75 + 12,0408 T – 3,27957 10 -2 T 2 -5
+ 3,16528 10 T 3 en cm 3 /mole, T est la
température en Kelvin et R la constante des gaz parfaits 8,314 JK -1 . La fugacité du CO 2 dans un
mélange CO -air est reliée à la pression partielle de CO par:
2 2
f
i
n
p
( B+
2δ
)
i
RT
= p e
(10)
n
tot
où B, second coefficient du viriel pour le CO 2 , correspond à B(T) donné précédemment,
ni
δCO2-air = 57,7 -0,118 T en cm 3 /mole et est la fraction molaire du gaz dans le mélange
ntot
[Weiss, 1974].
La relation (1) ne tient pas compte d’un gradient possible entre la surface de l’eau et la
profondeur de mesure de fCO 2 ocean [Van Scoy et al., 1995]. Actuellement l’effet de peau est
négligé car son évaluation précise nécessite une bonne connaissance des flux de chaleur.
D’autre part, fCO 2 ocean est mesurée dans la couche de mélange et non dans la microcouche de
surface.
Pour le calcul du flux de CO 2 nous avons mesuré fCO2 dans l’océan et dans l’atmosphère puis
nous avons utilisé les données de vents à 10m, le coefficient d’échange de Wanninkhof (1992)
et la solubilité du CO 2 dans l’océan donnée par Weiss (1974).
1.3. Mesure de la fugacité de CO dans l’océan et l’atmosphère
2
La fugacité de CO 2 se mesure essentiellement par détection infrarouge. La méthode de
mesure par colorimétrie mise au point plus récemment se répand progressivement.
7

1.3.1. Détection infrarouge
La mesure de fCO 2 par détection infrarouge (IR) repose sur les propriétés radiatives du CO2 et
donc de son effet de serre. Le CO 2 absorbant dans l’infrarouge, la méthode de mesure consiste à
comparer le gaz à mesurer à des étalons de CO 2. Pour mesurer la concentration de CO2 dans
l’eau de mer, une petite quantité d’air est mise en équilibre avec l’eau de mer. A l’équilibre, la
fugacité de CO 2 est la même dans l’eau et dans l’air. La fugacité de CO2 dans l’eau correspond
donc à celle mesurée dans l’air équilibré.
L’analyseur le plus utilisé est un Licor qui mesure la fraction molaire de CO 2, xCO2, en μmol/
mol. La vapeur d’eau absorbant dans l’infrarouge, il est nécessaire d’en tenir compte. A cause
des difficultés d’obtenir un bon étalonnage du canal de vapeur d’eau, le gaz est séché avant
d’arriver au détecteur à l’aide de pièges à eau (condensation par effet Peltier, desséchant avec
du perchlorate de magnésium). De l’air avec une concentration de CO 2 connue passe à
intervalle régulier dans le détecteur afin de corriger la dérive de celui-ci au cours du temps. A
partir de la fraction molaire de CO 2 la correction de dérive est effectuée grâce aux mesures des
standards. En général trois concentrations sont utilisées pour couvrir la gamme de variation du
CO 2 dans l’eau de mer. Le passage de la fraction molaire à la pression partielle de CO2
nécessite la connaissance de la pression atmosphérique, Patm.
Quand le gaz mesuré est l’air atmosphérique, on suppose qu’il est saturé en humidité puisque
c’est l’air au-dessus de la mer. Il faut donc tenir compte de la pression de vapeur saturante (en
atmosphère) aux conditions de température (sst en K) et de salinité (S) de surface de l’eau de
mer [Weiss and Price, 1980]:
2
100
sst
(24.4543−67.4509 ( ) −4.8489
ln( ) −0.000544
S )
sst
100
pH O = e
(11)
La pression partielle de CO dans l’atmosphère s’écrit alors:
2
pCO 2 atm = xCO 2 (Patm - pH2O) (12)
La fugacité de CO 2 dans l’atmosphère s’obtient ensuite en utilisant l’équation du viriel limité
au second ordre:
fCO
2 atm
((B + 2δ
) sst))
= pCO e
/ (82.0578
(13)
2 atm
La fugacité de CO 2 dans l’eau de mer se calcule de la même façon en utilisant la température
de l’équilibrateur, t_eq, dans les équations (11) et (13). Il faut ensuite ramener la fugacité de
CO 2 dans l’équilibrateur, fCO 2 eq, à celle de l’eau de mer, fCO2 mer. Pour cela, il faut effectuer
une correction de température donnée par Takahashi et al. [1993]:
(0.0423*(sst - t_eq))
fCO2 mer
= fCO2 eq
e
(14)
La différence numérique entre pression partielle de CO 2 et fugacité de CO 2 est faible, de
l’ordre de 1 à 2 μatm. Le calcul de la fugacité de CO 2 est effectué depuis quelques années mais
pour comparer à des mesures plus anciennes, exprimées en pression partielle de CO 2 , on
confondra pression partielle et fugacité de CO 2.
8

1.3.2. Colorimétrie
Le système de mesure par infrarouge, nécessite des bouteilles de gaz étalons et est assez
encombrant. D’autre part les mesures de CO 2 sont limitées aux régions accessibles par bateau.
Afin de pouvoir mesurer fCO 2 dans des régions inaccessibles, des recherches ont été menées
pour mettre au point un capteur de CO 2 petit et fiable pouvant être installé sur des bouées
dérivantes. Dans les années 90, deux techniques de détection du CO 2 ont été étudiées : la
mesure par fluorescence à Woods Hole aux Etats-Unis [Goyet et al., 1992] et la mesure par
colorimétrie à Paris (au LODYC, Laboratoire d’Océanographie Dynamique et du Climat, et au
LGE, Laboratoire de Géochimie des Eaux). Les américains ont abandonné la technique par
fluorescence assez rapidement pour construire un capteur par colorimétrie.
La mesure de fCO 2 par colorimétrie repose sur la propriété des indicateurs colorés qui sont
sensibles aux variations de pH. Les mesures de pH par spectrophotométrie se sont développées
avec différents indicateurs colorés [e.g. Byrne and Breland, 1989; Robert-Baldo et al., 1985;
Zhang and Byrne, 1996]. Ma thèse a consisté à mettre au point la mesure de fCO 2 par
spectrophotométrie et un brevet a été déposé (brevet européen no 93907917.4).
Un spectrophotomètre mesure à plusieurs longueurs d’onde l’absorbance d’une solution
contenant du bleu de thymol. Cette solution est en contact avec l’eau de mer par l’intermédiaire
d’une membrane perméable au CO 2 (Figure 2). Cette technique de mesure est calibrée en
laboratoire avec un système de détection infrarouge. La Division Technique de l’INSU dispose
d’un banc d’étalonnage à cet effet. Cette méthode est utilisée sur des bouées CARIOCA,
Carbone à l’Interface Océan-Atmosphère [Hood and Merlivat, 2001]
Poche colorant
Poche poubelle
Pompe
Led
Photodiode
Membrane
Cellule optique
Pompe
Echangeur
Eau de mer
Figure 2. Photo du capteur ouvert avec vue de la poche du colorant (à gauche) et schéma de
principe (à droite).
Le système américain, SAMI-CO 2 (Submersible Autonomous Moored Instrument for CO2),
mesure également la fugacité de CO 2 par spectrophotométrie mais avec du bleu de
bromothymol [DeGrandpre et al., 1995].
Une adaptation du capteur CARIOCA sur navire marchand est à l’étude. La place sur un
navire marchand manque parfois pour installer un système à détection IR de façon optimale.
Des tests sont en cours sur le navire MN Colibri où un système IR et un capteur CARIOCA
adapté pour bateau mesurent fCO 2 en parallèle. Le capteur CARIOCA effectue des mesures
horaires tandis que le système infrarouge mesure toutes les minutes. Or, les navires marchands
sont rapides avec des vitesses pouvant atteindre 25 noeuds. Un des problèmes pourrait être un
lissage trop important des données de CO avec ce type de capteur. La cadence
2
9

d’échantillonnage devrait alors être augmentée. Les premiers résultats sont encourageants avec
une réponse du capteur qui suit les variations de fCO enregistrées par le système IR (figure 3).
2
420
410
400
fCO 2 (∪atm)
390
380
370
360
CARIOCA
IR
350
-50 -45 -40 -35 -30 -25 -20 -15 -10
Longitude
Figure 3. Comparaison des mesures de fCO 2 avec le capteur CARIOCA et le système IR lors de
la traversée du MN Colibri du Havre en Kourou, 27 juin au 5 juillet 2008.
1.4. Les réseaux d’observations
1.4.1. Mesures sur navires marchands
La mesure de fCO 2 par infrarouge ou colorimétrie se fait sur 2 types de plates formes : les
navires et les bouées, dérivantes ou ancrées. La mesure par colorimétrie est essentiellement
utilisée sur les bouées.
Dès 1993 au Plymouth Marine Laboratory, en Angleterre, le développement de
l’automatisation du système de mesure de fCO 2 par détection infrarouge a été réalisé pour
fonctionnement autonome sur navires marchands. En 1993, deux bateaux marchands ont été
équipés d’un tel système : le M/V Prince of Seas qui effectuait le transport de bananes entre
l’Europe et la Jamaïque [Cooper et al., 1998] et le RMS St Helena qui assurait le ravitaillement
et le courrier entre la Grande-Bretagne et l’île de Sainte Hélène, et effectuait des voyages entre
Cardiff et Le Cap en Afrique du sud [Lefèvre et al., 1998]. Ces deux navires ont effectué
plusieurs voyages et collecté des données de 1994 à 1995 (tableau 1).
Tableau 1. Liste des voyages réalisés par le M/V Prince of Seas et le RMS St Helena.
Campagne Début Fin Trajet
ST HELENA APRIL 1995 07/04/1995 16/04/1995
o
50 N – 33 o S, Cardiff – Le Cap
ST HELENA JUNE 1995 01/06/1995 10/06/1995 50 o N – 33 o S
ST HELENA JULY 1995 07/07/1995 17/07/1995 33 o S - 50 o N
ST HELENA DECEMBER 1995 13/12/1995 21/12/1995 28 o N – 16 o S
ST HELENA AUGUST 1996 09/08/1996 29/08/1996 51 o N – 33 o S
POS 153 1994 03/06/1994 14/06/1994 51 N – 17 o N, Newport – Kingston
o
POS 190 1994 09/07/1994 18/07/1994 48 N – 19 o N
o
POS 210 1994 29/07/1994 02/08/1994 20 N – 39 o N
o
POS 225 1994 13/08/1994 22/08/1994 48 N – 19 o N
o
POS 260 1994 17/09/1994 25/09/1994 48 N – 24 o N
o
POS 295 1994 22/10/1994 31/10/1994 49 N – 19 o N
o
POS 330 1994 26/11/1994 05/12/1994 48 N – 19 o N
o
POS 035 1995 04/02/1995 13/02/1995 49 N – 19 o N
o
POS 067 1995 08/03/1995 20/03/1995 50 N – 18 o N
o
POS 082 1995 23/03/1995 25/03/1995 17 N – 12 o N, Caraïbes
o
POS 090 1995 31/03/1995 09/04/1995 18 N – 51 o N, Kingston - Newport
POS 102 1995 12/04/1995 24/04/1995
o
50 N – 18 o N
o
10

POS 116 1995 26/04/1995 30/04/1995 16 N – 18 o N, Caraïbes
o
POS 125 1995 05/05/1995 14/05/1995 18 N – 51 o N
o
POS 137 1995 17/05/1995 29/05/1995 50 N – 18 o N
o
POS 149 1995 29/05/1995 04/06/1995 17 N – 12 o N, Caraïbes
o
POS 160 1995 09/06/1995 18/06/1995 18 N – 51 o N
o
POS 172 1995 21/06/1995 01/07/1995 51 N – 19 o N
POS 207 1995 26/07/1995 04/08/1995
o
50 N – 25 o N
o
L’installation d’un système de mesure de fCO 2 par détection infrarouge à bord d’un navire
marchand est assez complexe. Il faut une arrivée d’eau de mer pour la mesure de fCO 2 dans
l’océan et une arrivée d’air pour la mesure dans l’atmosphère. L’eau de mer doit être non traitée
et pas trop loin du système pour limiter le réchauffement de l’eau. Pour le M/V Prince of Seas et
le RMS St Helena, le système avec l’équilibrateur se trouvait dans la salle des machines,
l’électronique dans la salle des contrôles et des câbles étaient passés de la salle des contrôles à
la salle des machines (tuyaux pour standards, câbles électriques pour contrôle des vannes) et à
la mature du navire (prise d’air, antenne GPS) suivant le schéma ci-dessous (Figure 4).
Figure 4. Schéma d’installation d’un système de mesure automatique de fCO 2 sur un navire
marchand.
A cette époque, différents groupes effectuaient des mesures de fCO 2 plus ou moins régulières
et un atelier de travail s’était constitué pour étudier plus spécifiquement la variabilité de fCO 2
dans l’Atlantique nord (Carbon dioxide in the Atlantic Ocean, CARINA). Le projet anglais des
navires marchands ne pouvait plus être soutenu au niveau national mais l’apport de ces données
était important et nécessitait de rechercher la pérennisation de ces mesures. Lors de la réunion
CARINA en juin 1999, j’ai donc contacté des partenaires potentiels afin de constituer un réseau
de mesures pour l’Atlantique nord. C’est ainsi qu’est né le projet européen CAVASSOO
(Carbon Variability Studies by Ships Of Opportuniy, 2001-2003) du 5 ème PCRD. Dans ce
projet, l’Atlantique nord a été échantillonné par quatre lignes (Angleterre - Caraibes, Espagne -
Antarctique, Allemagne - New York, Danemark - Groenland), un partenaire ayant la
responsabilité d’une ligne. Le projet a été complété par la modélisation océanique et
atmosphérique pris en charge par un cinquième partenaire. La densité des observations en
Atlantique nord a considérablement augmenté grâce à ce réseau. Dans le cadre du CDD de Jon
Southall, une base de données de CO 2 a été construite à partir des données historiques
disponibles et des données du projet CAVASSOO (figure 5).
11

60 o N
Nuka-Arctica
50 o N
40 o N
30 o N
20 o N
Hamburg-Halifax-New York
UK-Jamaica/Costa Rica
Hesperides
10 o N
90 o W 70 o W 50 o W 30 o W 10 o W 10 o E
Figure 5. Réseau d’observations mis en place dans CAVASSOO comportant quatre navires
marchands : Nuka Arctica, M/V Falstaff, M/V Santa Maria, Hesperides (à gauche).
Observations de pCO 2 de surface rassemblées dans la base de données CAVASSOO, état de la
base en 2004 (à droite).
Par contre, certains trous de données apparaissent clairement, notamment dans la région au
sud de 20 o N. Compte tenu des trajets commerciaux des navires marchands, j’ai donc proposé
deux lignes supplémentaires de l’Europe vers l’Amérique du sud afin d’améliorer
l’échantillonnage. Les études menées dans CAVASSOO se poursuivent dans le projet européen
CARBOOCEAN (2005-2010) du 6 ème PCRD avec l’ajout des deux lignes échantillonnées par le
MN Colibri (France - Guyane) et le Monte Olivia (France - Brésil). L’installation du système à
bord du MN Colibri s’est faite dans le local du propulseur d’étrave tandis que sur le deuxième
navire, le Monte Olivia, elle s’est faite dans la salle des machines. Le système actuellement
commercialisé par General Oceanics aux Etats-Unis est composé de 3 boites : une boite
« humide » contient l’équilibrateur, les pièges à eau, une boite « sèche » contient l’analyseur
infrarouge (figure 6) et une boite « pont » installé dans la mature contient l’antenne GPS,
l’antenne iridium et le capteur de pression atmosphérique.
Figure 6. Boites « sèche » et « humide » installées sur le MN Colibri
L’avantage des mesures sur navires marchands est d’échantillonner plusieurs régions
océaniques et d’arriver ainsi à une meilleure connaissance de la distribution globale des puits et
sources de CO sur le trajet du bateau. Ce type d’information est utile pour établir des cartes
2
12

globales de flux de CO 2 , valider les modèles océaniques du cycle du carbone et contraindre les
modèles atmosphériques inverses. Des échantillons d’eau de mer peuvent être collectés à faible
coût pour l’analyse des sels nutritifs, de la chlorophylle, du carbone inorganique dissous et de
l’alcalinité afin de déterminer l’influence des différents processus physiques et biologiques sur
la distribution de CO 2 observée.
Parallèlement au réseau d’observations de CO 2 en Atlantique mis en place par les européens,
les japonais, canadiens et américains étudient le Pacifique Nord avec un système semblable
installé sur navires marchands. Ainsi le navire M/S Alligator Hope a effectué plusieurs voyages
entre le Japon, les Etats-Unis et le Canada et a permis de mieux comprendre les processus
affectant la variabilité de CO 2 et de quantifier le flux de CO2 à l’interface air-mer pour cette
région [Chierici et al., 2006].
1.4.2. Bouées instrumentées
Des réseaux d’observations constitués de bouées ancrées ont été développés dans le Pacifique
tropical (TAO, TOGA-COARE) puis l’Atlantique tropical pour étudier la circulation océanique,
le phénomène El Niño. Grâce au développement de la mesure automatique du CO 2 , ces réseaux
d’observations ont pu être équipés de capteurs CO 2 . La mise en place de capteurs
colorimétriques n’est pas encore très répandue. Ainsi, les américains ont équipé les bouées
TAO de systèmes de mesure infrarouge adaptés pour l’installation sur bouée. Actuellement, les
capteurs colorimétriques sont installés sur des bouées plutôt situées dans le domaine côtier où
ils peuvent être surveillés plus facilement (e.g. bouée MAREL en rade de Brest). Dans le cadre
de CARBOOCEAN, un capteur CARIOCA a été installé sur deux bouées du réseau PIRATA
(projet intitulé initialement « Pilot Research Moored Array in the Tropical Atlantic » devenu
« Prediction and Research Moored Array in the Tropical Atlantic » depuis août 2008). Le
premier capteur a été installé à 6 o S, 10 o W le 7 juin 2006 lors de la campagne EGEE 3 dans le
golfe de Guinée (Lefèvre et al., 2008) et le deuxième à 8 o N, 38 o W le 18 avril 2008. Le capteur
est situé dans la pyramide de la bouée avec une prise d’eau à 1,50m environ (figure 7a). Un
boîtier aérien contient l’électronique du système et la transmission se fait par ARGOS
indépendamment des mesures physiques du réseau PIRATA.
a) b)
Figure 7. a) Capteur CO 2 sur bouée PIRATA. b) trajet du MN Colibri (vert), du Monte Olivia
(rouge), localisation des bouées PIRATA équipées d’un capteur CO 2 (cercle noir) et campagne
océanographique EGEE 3 de 2006 (bleu).
13

Les séries temporelles permettent de suivre l’évolution du CO 2 en un point donné avec une
très grande résolution temporelle allant des échelles diurnes, journalières, aux échelles
annuelles et interannuelles. L’avantage de placer le capteur sur une bouée PIRATA est
d’obtenir les données physiques qui aideront à l’interprétation des données de CO 2 et au calcul
du flux. Les mesures effectuées aux bouées PIRATA à 6 o S, 10 o W et à 8 o N, 38 o W sont résumées
dans le tableau 2. Les précipitations, la pression atmosphérique, le flux solaire, l’humidité
relative, la température de l’air et le vent sont également enregistrés aux deux bouées.
Tableau 2. Paramètres océaniques mesurés (T pour température, S pour salinité) à différentes
profondeurs aux bouées PIRATA.
Bouée 1m 20m 40m 60m 80m 120m 140m 180m 300m 500m
6 o S, 10 o W fCO 2 , T, S T, S T T T, S T T T T
T, S
8 o N, 38 o W fCO 2 ,
T, S
T, S T, S T T T, S T T T T
Le développement de la mesure du CO 2 par colorimétrie a permis d’obtenir un instrument
autonome qui peut être installé sur des bouées dérivantes ou fixes et qui est capable de
transmettre des données pendant un an environ. Bien souvent, les mesures du CO 2 dans l’océan
à des stations étaient obtenues par des campagnes mensuelles en un point fixe, ce qui nécessitait
de disposer d’un bateau, comme à BATS, Bermuda Atlantic Time-series Study, ou à ESTOC,
European Station for Time Series in the Ocean at the Canary Islands [e.g.Bates, 2001; González
Dávila et al., 2003]. Un autre avantage de la mesure autonome sur bouée fixe est de déterminer
la variabilité haute fréquence puisque les mesures sont réalisées toutes les heures.
Les systèmes de mesure de CO 2 sur navires marchands ainsi que les 2 séries temporelles
mises en place sur les bouées PIRATA constituent un réseau d’observations du CO 2 (figure 7b)
qui permettra de mieux comprendre la variabilité du CO 2 dans l’Atlantique tropical de l’échelle
diurne à décennale et d’obtenir un bilan du flux de CO 2 à l’interface air-mer. Ce réseau
d’observations est également complété par les mesures réalisées lors des campagnes
océanographiques dans la région.
2. Variabilité de la fugacité de CO 2 dans l’océan
L’augmentation des mesures de fCO 2 dans l’océan, soit par navires marchands, soit lors de
campagnes océanographiques, a permis de mieux comprendre la variabilité de fCO 2 et des
processus qui dominent sa variabilité. La fugacité de CO 2 dans l’océan est gouvernée par les
échanges air-mer, les variations de la température de surface, du mélange des masses d’eau, et
de l’activité biologique.
Takahashi et al. [Takahashi et al., 2009] ont réalisé une climatologie de fCO 2 à partir
d’observations de CO 2 et d’un schéma d’advection-diffusion pour les interpoler. Ils effectuent
une correction des observations, à cause de l’augmentation de CO 2 au cours du temps, pour
établir la climatologie pour l’année 2000. Cette climatologie mensuelle sert de référence pour
valider les modèles globaux du cycle du carbone. La carte annuelle du flux de CO 2 à l’interface
air-mer (figure 8) montre les différentes régions de puits et de sources de CO dans l’océan.
2
14

Figure 8. Carte annuelle de flux de CO 2 à l’interface air-mer de Takahashi et al. [2009]. Les
valeurs positives correspondent à des flux de CO de l’océan vers l’atmosphère.
2
Les principales caractéristiques de la distribution de CO 2 sont une source à l’équateur en
raison de la remontée des eaux riches en CO 2 (zones d’upwelling) et un puits aux hautes
latitudes dans les régions de formation d’eau profonde, comme l’Atlantique nord ou la mer de
Weddell.
2.1. Les échanges air-mer
Les échanges de CO 2 entre l’océan et l’atmosphère sont gouvernés en premier lieu par le
gradient de fugacité de CO 2 à l’interface air-mer. Les variations spatio-temporelles de ce
gradient dépendent surtout des variations de fugacité de CO 2 dans l’océan car les variations de
la fugacité de CO 2 dans l’atmosphère sont minimes par rapport à celles de l’océan.
La fugacité de CO 2 dans l’atmosphère varie par la photosynthèse et la respiration de la
biosphère ainsi que par le rejet de CO 2 dans l’atmosphère dû aux activités humaines. Elle est
relativement bien connue grâce à un réseau mondial de stations de mesures atmosphériques
(figure 9). Les valeurs de la fraction molaire de CO 2 (en ppm) sont disponibles sur le site du
WMO WDCGG, World Meteorological Organization World Data Centre for Greenhouse Gases
(http://gaw.kiskou.go.jp/wdcgg/), aux différentes stations du réseau atmosphérique.
15

Figure 9. Localisations des stations atmosphériques pour le suivi de la concentration des gaz
à effet de serre (en rouge les stations actualisées depuis moins d’un an).
A partir de la fraction molaire de CO 2 dans l’atmosphère, et de la connaissance de la pression
atmosphérique, disponible notamment sur le site de la NOAA grâce aux réanalyses
NCEP/NCAR (http://www.cdc.noaa.gov/cdc), la pression partielle de CO 2 dans l’atmosphère
peut être calculée. Par ce moyen, la fugacité de CO 2 dans l’atmosphère peut être déterminée aux
bouées PIRATA, où seule la fugacité de CO 2 est mesurée, ce qui permet de calculer le flux airmer
de CO 2 . Pour la région de l’Atlantique tropical il existe trois stations atmosphériques :
Ténérife (28.30 o N, 16.47 o W), Ragged Point (13.17 o N, 59.43 o W) et Ascension Island (7.92 o N,
14.42 o W). Un exemple de la variabilité mensuelle de la pression partielle de CO 2
atmosphérique de janvier 1991 à décembre 2005 est montré pour la station Ragged Point (figure
10).
370
365
pCO 2 atm
(μatm)
360
355
350
345
340
335
janv-91 janv-95 janv-99 janv-03
Figure 10. Variations de pCO 2 dans l’atmosphère à la station Ragged Point, 13.17 N,
59.43 o W de janvier 1991 à décembre 2005.
L’évolution du CO 2 dans l’atmosphère fait apparaître un cycle saisonnier auquel se superpose
une augmentation dans le temps liée aux rejets de CO 2 dans l’atmosphère (figure 10). Dans
l’hémisphère nord, le CO 2 est fixé par la biosphère terrestre au printemps, quand la
photosynthèse est supérieure à la respiration, puis le CO augmente de nouveau à la fin de l’été
2
Date
o
16

et au début de l’automne quand la respiration devient supérieure à la photosynthèse. Des
variations de CO 2 sont perceptibles d’une station atmosphérique à une autre. Ainsi, dans
l’hémisphère sud, l’amplitude du cycle saisonnier est plus faible que dans l’hémisphère nord car
la biosphère terrestre est plus limitée. Le cycle saisonnier varie en opposition de phase avec
l’hémisphère nord en raison des saisons inversées.
Depuis l’ère industrielle, le CO 2 augmente régulièrement dans l’atmosphère à un taux voisin
de 1,5 μatm/ an. On peut parfois observer un gradient interhémisphérique qui se caractérise par
une concentration en CO 2 légèrement plus élevée dans l’hémisphère nord que dans
l’hémisphère sud en raison de la prépondérance des terres, et donc des industries, au nord.
2.2. Circulation océanique et processus physiques
2.2.1. Les régions subtropicales et l’effet thermodynamique
L’instrumentation développée a été utilisée dans différentes régions océaniques afin de mieux
comprendre les processus qui affectent la variabilité de fCO 2 dans l’océan de surface. L’océan
présente des régions très contrastées avec des zones à faibles activités biologiques comme les
régions subtropicales et des régions très productives, comme les régions côtières. Dans les
régions de faible activité biologique, on peut s’attendre à une prépondérance des processus
physiques.
En 1995, Jim Aiken (Plymouth Marine Laboratory) lançait le programme AMT (Atlantic
Meridional Transect) en Angleterre afin de déterminer les processus biologiques en Atlantique
sur de larges échelles spatiales (50 o N-50 o S). Le navire RRS James Clark Ross faisait le trajet de
l’Angleterre aux îles Falklands deux fois par an, en mai et en septembre. Les données des
campagnes AMT ainsi que celles des deux navires marchands anglais ont été exploitées lors de
mon postdoctorat à PML. Les mesures sur les navires marchands ont permis d’obtenir une
bonne couverture temporelle de l’Atlantique subtropical nord notamment avec les 19 voyages
du M/V Prince of Seas effectués de l’Angleterre à la Jamaïque entre juillet 1994 et juin 1995.
L’analyse de la distribution de fCO 2 dans l’océan a montré de bonnes corrélations avec la
température de surface par exemple lors du voyage réalisé en août 1994 (figure 11).
pCO 2 (μatm)
390
380
370
360
350
340
330
320
310
300
16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26
Température de surface ( o C)
Figure 11. Exemple de corrélation entre pCO 2 et SST obtenue lors de la traversée du M/V
Prince of Seas, août 1994, de 34 o N à 48 o N.
Une bonne corrélation entre fCO 2 et la SST est également observée dans la région
subtropicale de l’Atlantique sud à partir des données des campagnes AMT [Lefèvre and Moore,
2000].
17

Les relations fCO 2 -SST sont obtenues pour une campagne donnée mais peuvent varier au
cours du temps. Afin d’étudier la robustesse de ces relations et de déterminer la variation de
fCO 2 au cours du temps, un modèle à une dimension a été développé pour la région
subtropicale [Lefèvre and Taylor, 2002]. Le modèle est basé sur les modèles biologiques de
Taylor et al. [Taylor et al., 1997; 1991] et de Geider et al. [1998]. Les variations saisonnières de
la température de surface sont paramétrées par une sinusoïde à partir des températures de
surface de la climatologie de Levitus & Boyer [1994]. Les simulations du cycle saisonnier de
o o
fCO2 ont été effectuées en plusieurs points de la région subtropicale, à 35 N, 13 W, à 31 o N,
64 o W, à 30 o N, 50 o W, à 25 o N, 65 o W, et à 25 o N, 20 o W. Le point à 31 o N, 64 o W correspond à la
station BATS où des données de pCO 2 sont disponibles de 1994 à 1996 tandis que les quatre
autres points sont sur le trajet du Prince of Seas. La zone d’étude couverte par le modèle est
l’Atlantique subtropical nord qui peut être approximativement délimité au nord-ouest par le
Gulf Stream, et au nord-est par la bifurcation entre la dérive nord atlantique et le courant des
Açores (à environ 40 o N). Sa frontière sud se trouve vers 25 o N à l’est (à l’ouest du courant des
Canaries), et à 20 o N à l’ouest du bassin. Dans le modèle, la pression partielle de CO 2 est
calculée à partir du carbone inorganique dissous et de l’alcalinité. L’équation d’évolution du
carbone inorganique TCO 2 au cours du temps t s’écrit :
∂TCO2
C
∂ ⎡ ∂TCO2
⎤
= −ΓC
P C + ΓC
'
ε
CmC
+
∂
∂
⎢D(
z)
t
z
⎥
(15)
⎣ ∂z
⎦
où C est le carbone particulaire du phytoplancton, P C est le taux de photosynthèse en unité de
carbone, Γ C est la réduction de carbone quand 1 mg de chlorophylle par m 3 est produit et Γ C’ est
l’augmentation de carbone quand 1 mg de chlorophylle par m 3 est recyclé, ε C est un facteur
d’efficacité du recyclage, m est la perte de phytoplancton par mortalité ou respiration, D(z) est
un coefficient de diffusion turbulente qui varie en fonction de la profondeur z.
Dans la couche de surface l’équation d’évolution de TCO 2 est modifiée pour tenir compte des
échanges air-mer en ajoutant le terme suivant :
K H (P atm – P ) / Δz (16)
ocean
où K H est le coefficient d’échange du CO 2 à l’interface air-mer (vitesse de piston multipliée
par la solubilité du CO 2 dans l’océan), Patm est la pression de CO 2 atmosphérique considérée
constante et égale à 355 μatm, P ocean est la pression de CO2 dans l’océan et Δz est la profondeur
de la couche de surface.
Le cycle annuel de pCO 2 du modèle reproduit bien les observations aux différents points,
comme par exemple à 30 o N, 50 o W (figure 12).
pCO 2 (μatm)
390
370
350
330
310
290
0 30 60 90 120 150 180 210 240 270 300 330 360
Jours
o
Figure 12. Simulation du cycle annuel de pCO dans l’océan de surface à 30 N, 50
comparée aux observations du M/V Prince of Seas.
o
2 W
18

Les faibles pCO 2 sont observées en hiver tandis que les fortes valeurs de pCO2 sont en été
quand les températures sont les plus chaudes. Les variations de pCO 2 suivent le cycle saisonnier
de la température. La relation entre pCO 2 et la SST a une forme d’ellipsoïde allongé (figure 13)
qui est due aux échanges air-mer. Quand on supprime les échanges air-mer dans le modèle,
l’ellipsoïde devient une droite. L’effet de la biologie consiste à aplatir l’ellipsoïde car la
consommation de CO 2 diminue pCO2 au printemps, alors que le recyclage du carbone augmente
pCO 2 en automne, hiver.
Figure 13. Variabilité de pCO 2 en fonction de la température de surface à 25 o N, 20 o W
simulée par le modèle. Les chiffres de 1 à 12 correspondent aux mois de l’année. Les
observations réalisées lors de différentes campagnes sont aussi indiquées (triangles).
L’ellipsoïde peut être approximé par deux droites de régression pCO2 -SST du 1 février au 31
juillet et du 1 er août au 31 janvier. La pente de la régression ne varie pas de façon significative
d’un endroit à un autre et est proche de la variation due à l’effet thermodynamique de 4%/ o C
(~14 μatm/ o C). Par contre, l’ordonnée à l’origine est variable et dépend fortement de la
température moyenne ce qui confirme que pCO 2 est fortement corrélée à la température. La
biologie a pour effet de réduire le niveau moyen de pCO 2 pour une température donnée et
augmente l’amplitude du cycle saisonnier. L’impact de la biologie est plus prononcé à 35 o N
qu’à 25 o N. En rassemblant les sorties du modèle des cinq endroits, des relations empiriques de
pCO 2 en fonction de la latitude, la longitude et la température sont obtenues pour une valeur
atmosphérique de 355 μatm. Des simulations ont été effectuées avec plusieurs valeurs
atmosphériques afin de tenir compte de l’augmentation de CO 2 dans l’atmosphère, ce qui
conduit à deux droites de régression de février à juillet et d’août à janvier respectivement, pour
la région comprise entre 10 o W, 40 o N ; 65 o W, 35 o N ; 25 o W, 20 o N ; 65 o W, 20 o N :
pCO 2 = 12.88 SST + 3.10 Lat + 0.99 Long + 0.71 P atm -238.49 avec r 2 = 0.90 (17)
pCO 2 = 12.05 SST + 2.66 Lat + 0.94 Long + 0.74 P atm -229.20 avec r 2 = 0.94 (18)
où Lat désigne la latitude et Long la longitude. Dans ces équations le coefficient de P atm est
inférieur à 1 car en hiver la couche de mélange est plus profonde, et la pression de CO 2 dans
l’océan est moins sensible à la pression de CO 2 dans l’atmosphère.
La relation pCO2-SST est proche de 4%/ o C ce qui confirme que le cycle saisonnier de la
température est le processus qui domine la variabilité de pCO 2 dans cette région. Ces relations
ont été validées avec d’autres campagnes comme les traversées du RMS St Helena et du RRS
James Clark Ross [Lefèvre and Taylor, 2002].
L’algorithme permet de reproduire la variabilité de ΔpCO 2 de manière assez satisfaisante
comme le montre cette comparaison lors du voyage du RMS St Helena de juillet 1995 tandis
er
19

que la climatologie de Takahashi et al. (2002) construite pour l’année 1995 sous estime ΔpCO 2
(figure 14).
Figure 14. Algorithme appliqué aux données du RMS St Helena (trajet UK-Afrique du sud) de
25 o o N à 40 N, données du RMS St Helena et climatologie de Takahashi et al. (2002)
Le manque de données dans l’Atlantique sud n’a pas permis d’établir une relation robuste
entre pCO 2 et SST pour cette région.
Hormis les variations à grande échelle de pCO 2 en fonction de la SST, un cycle diurne est
parfois mis en évidence lors de mesures à haute résolution dans une zone restreinte, comme sur
les trajets parcourus par une bouée dérivante [Bakker et al., 2001; Copin-Montégut et al., 2004],
ou plus rarement lors des campagnes océanographiques [Oudot, 1989]. Les mesures de fCO 2 au
mouillage PIRATA ont également montré cette variabilité diurne [Lefèvre et al., 2008].
2.2.2. Les régions d’upwelling
Les upwellings équatoriaux sont les principales sources de CO 2 pour l’atmosphère car ils font
remonter en surface des eaux riches en CO 2. Le Pacifique équatorial est la source de CO2 la
plus importante pour l’atmosphère. Dans le cadre de ma thèse, j’ai exploité les données de CO 2
collectées par Yves Dandonneau dans cette région.
Lors de la campagne ALIZE 2 de janvier-mars 1991, nous avons échantillonné le Pacifique
équatorial de Panama à Nouméa le long de l’équateur en effectuant 5 radiales à 95 o W, 110 o W,
125 o W, 168 o W et 165 o E, une section le long de 140 o W et une escale de 3 jours à Tahiti. La
thermocline étant moins profonde à l’est du bassin, les eaux de l’upwelling proviennent des
couches sous la thermocline et sont riches en CO 2 et en nitrates. A l’ouest, le mouvement
vertical s’effectue dans une couche homogène assez profonde (100m) ce qui n’entraîne pas de
fort gradient de CO 2 . Les nitrates mesurés à l’est du bassin sont progressivement consommés et
complètement épuisés à 165 o E et pCO 2 décroît d’est en ouest malgré le réchauffement de l’eau
[Lefèvre et al., 1994]. Les teneurs en CO 2 peuvent atteindre 460 μatm dans l’est du bassin et le
flux mesuré pendant la campagne Alizé 2 était de 4.88 mmol C m -2 d -1 [Lefèvre and
Dandonneau, 1992] comparé à 1.23 mmol C m -2 d -1 mesuré dans l’Atlantique équatorial entre
2.5 o S et 2.5 o N par Andrié et al. [1986] lors des campagnes FOCAL.
Bien que le Pacifique équatorial soit la première source de CO 2 pour l’atmosphère, nous
avons observé pendant la campagne des faibles concentrations en CO 2 qui coïncidaient avec le
passage d’une onde équatoriale [Eldin et al., 1992]. La sous saturation de CO 2 observée à la
suite du passage de l’onde de Kelvin [Lefèvre and Dandonneau, 1992] montre l’importance de
20

la circulation océanique sur la distribution de pCO 2 . Ainsi une région de fort dégazage peut être
modifiée localement en puits de CO 2 . Ce phénomène a été observé plus tard lors de la
campagne américaine qui avait pour objectif d’observer l’impact de ces ondes sur la
distribution de CO [Feely et al., 1994].
2
Si les régions équatoriales sont les sources de CO 2 les plus importantes pour l’atmosphère en
raison de la surface qu’elles représentent, les plus fortes fCO 2 sont néanmoins observées dans
les régions côtières soumises à un upwelling. Ainsi Copin-Montégut et al. [1994] ont mesuré
des teneurs de 1000 μatm dans l’upwelling du Pérou. Lors d’une campagne dans l’upwelling du
Chili, de 22 o 40’S à 24 o S depuis la côte jusqu’à 71 o 52’W, en janvier 1997, une valeur de pCO 2
de 679 μatm a été observée à 23.42 o S, 70.68 o W. Ces eaux très riches en CO 2 sont ensuite
mélangées avec les eaux du large et sujettes à une consommation biologique ce qui décroît
rapidement leur teneur en CO 2 comme le montre la distribution de pCO2 observée lors de la
campagne dans l’upwelling du Chili en juillet 1997 (Figure 15).
pCO 2
upwelling du Chili (18−22 Juillet 1997)
500
48’
450
latitude
23 o S
12’
400
350
300
24’
40’ 20’
71 o W
longitude
40’
250
Figure 15. Zone d’étude indiquée par le carré sur la carte (à gauche) et distribution de pCO 2
dans l’upwelling du Chili en juillet 1997 (à droite). Les points noirs correspondent au trajet de
la campagne.
Sur une faible distance la distribution de pCO 2 a des variations extrêmes avec les valeurs les
plus fortes (> 450 μatm) suivies des valeurs les plus faibles (

2.3. Processus biologiques
Les principaux phénomènes biologiques qui interviennent sur la concentration de CO 2 dans
l’océan de surface sont la photosynthèse, la respiration et la formation de carbonate de calcium
CaCO 3 . La photosynthèse est un processus complexe, impliquant de nombreuses réactions
chimiques, mais qu’on simplifie en l’exprimant par l’équation suivante :
( CH
2O) ( NH
3
) H
3PO4
2
106CO 2
+ 16 HNO3
+ H
3PO4
+ 122 H
2O
←⎯→
+ 138O
106 16
(15)
Le CO 2 est absorbé par les plantes pour former de la matière organique représentée par la
molécule (CH2O)
106(NH 3)H3PO4. La quantité totale de carbone fixé de cette façon par les
plantes est appelé la production primaire brute (GPP) et s’exprime en grammes de carbone. Une
partie du carbone est restituée par les plantes via la respiration (R) qui correspond à la réaction
inverse de droite à gauche. La production primaire nette (NPP) correspond à la quantité de
carbone qui est incorporée par les plantes (NPP = GPP –R).
Les images de couleur de l’océan, comme par exemple celle obtenue par le capteur SEAWIFS
(Sea-viewing Wide Field-of-view Sensor) en juin 2008 (figure 16), montrent que les zones
subtropicales sont les plus pauvres en chlorophylle a.
Figure 16. Carte SEAWIFS de chlorophylle a pour juin 2008.
Au printemps boréal, de fortes concentrations de chlorophylle sont observées dans
l’hémisphère nord (figure 16) et sont associées à de larges floraisons de phytoplancton mises en
évidence lors de l’expérience NABE, North Atlantic Bloom Experiment [e.g. Lochte et al.,
1993]. L’activité biologique consomme le CO 2 et des corrélations existent entre pCO2 et la
chlorophylle mais elles varient selon l’état de floraison du phytoplancton. Les corrélations ne
sont pas les mêmes au début ou à la fin de la floraison du phytoplancton [Watson et al., 1991]
car la composition de la biomasse change au cours du temps. D’autre part, la consommation de
CO 2 par l’activité biologique introduit une sous saturation en CO2 qui persiste après l’activité
biologique car les échanges de CO 2 avec l’atmosphère sont assez lents. Néanmoins les
22

corrélations de pCO 2 avec la chlorophylle permettent de donner une idée qualitative sur
l’impact de l’activité biologique sur pCO [Schneider and Morlang, 1995].
2
Les régions côtières sont aussi très productives grâce à un apport important de sels nutritifs.
La photosynthèse est responsable des plus fortes décroissances de fCO 2 observées dans l’océan.
Des différences >100 μatm ne sont pas rares dans ces régions (cf. figure 15, upwelling du
Chili).
La carte de chlorophylle met en évidence le contraste entre les différentes régions océaniques.
Certaines zones de l’océan ouvert, comme le Pacifique équatorial, sont peu productives malgré
la présence de sels nutritifs. Ces régions sont appelées les zones HNLC (High Nutrient Low
Chlorophyll). Plusieurs hypothèses ont été avancées pour expliquer ce phénomène : la pression
de broutage par le zooplancton [Minas and Minas, 1992], la limitation par la lumière dans
l’océan austral [Priddle et al., 1986] ou encore la disponibilité en fer nécessaire à la croissance
du phytoplancton [Martin et al., 1990]. En 1993 puis 1995, deux expériences in situ de
fertilisation par le fer (IRONEX I et II) ont eu lieu dans le Pacifique équatorial. Ces expériences
in situ ont montré une augmentation de productivité suite à un ajout de fer [Martin et al., 1994].
Lors de la deuxième expérience, IRONEX II, une large floraison de diatomées a été observée
avec une décroissance significative de pCO 2 [Cooper et al., 1996].
Ces expériences mettaient en évidence le rôle du fer sur la concentration de CO 2 au niveau
local. Un effet semblable dans l’océan austral pouvait altérer de façon significative la
concentration du CO 2 dans l’atmosphère. Dans ce contexte, nous avons soumis un projet de
modélisation de l’impact du fer sur la concentration de CO 2 dans l’atmosphère afin d’étudier cet
effet au niveau de l’océan mondial (NERC small grant, 1997).
Martins et al. [1990] ont suggéré que cette fertilisation par le fer pouvait être responsable des
faibles valeurs de CO 2 observées à la période glaciaire. A cette époque, les vents étaient plus
importants [Ganopolski et al., 1998] et la productivité de l’océan aussi [Kumar et al., 1995]. Un
apport plus important de fer grâce à des vents plus intenses pourrait expliquer une augmentation
de la productivité et donc la décroissance du CO 2. La fraction molaire du CO2 atmosphérique
était de 200 ppm contre 280 ppm à l’époque préindustrielle. Les raisons des faibles
concentrations en CO 2 à l’époque glaciaire ne sont pas bien comprises et différentes
explications ont été proposées, comme des changements de circulation océanique.
La concentration en fer dans l’océan de surface est très faible à cause de l’utilisation du fer
par le phytoplancton lors de la photosynthèse puis elle augmente en profondeur via la
reminéralisation. Toutefois, en réalisant une compilation de toutes les données de fer
disponibles, Johnson et al. [1997] ont constaté que la concentration en fer dans l’océan profond
était différente de celle des sels nutritifs. La particularité de cette distribution en fer est
l’absence de variabilité inter-océan. Les concentrations en fer dans les océans profonds
Atlantique et Pacifique sont voisines de 0,6 nM alors que les concentrations de sels nutritifs
montrent un accroissement en profondeur de l’Atlantique au Pacifique car les eaux du Pacifique
sont plus vieilles. Johnson et al. [1997] ont donc suggéré l’existence de ligands pour contrôler
la concentration en fer et expliquer cette distribution du fer dans l’océan. Pour Bruland et al.
[1994] et Boyle [1997], la distribution en fer s’explique uniquement par l’apport
atmosphérique, la régénération et l’adsorption du fer.
Nous avons testé cette hypothèse en développant un modèle de distribution océanique du fer
et nous avons étudié l’impact de la disponibilité du fer sur la fugacité de CO 2 dans le contexte
du changement glaciaire-interglaciaire [Lefèvre and Watson, 1999].
23

La structure du modèle devait tenir compte des régions limitées par le fer (Pacifique nord,
océan austral) et représenter la circulation globale de l’océan de façon réaliste. Un modèle à 10
boites a été adopté (figure 17).
Surf. Atlantic
12
14
Surf. Pac. + Ind.
13
North
Atlantic
40%
244
3
45%
13
Intermediate
Atlantic
50
Surf.
Antarctic
4
13
8
97 140
85%
Interm. Pac. + Ind.
10
297
14
North
Pac.
156
4
15%
Deep Atlantic
25
Deep
Antarc.
15%
Deep Pacific + Indian
14
20
20
4
22
18
Figure 17. Structure du modèle à 10 boites avec les flux d’eau en Sverdrups (chiffres en gras,
traits pleins, 1 Sverdrup = 10 6 m 3 /s), les flux de carbone en 10 4 mol C s -1 (chiffres en italique,
traits pointillés). Les pourcentages correspondent à la fraction reminéralisée dans chaque
boite.
Le modèle détermine les concentrations de phosphate, de carbone inorganique dissous,
d’alcalinité et de fer à l’état stationnaire. Les flux d’eau, les flux particulaires et les
concentrations de phosphates, carbone inorganique dissous, et alcalinité sont tirés de Broecker
and Peng [1987]. Les concentrations en fer proviennent de la compilation effectuée par Johnson
et al. [1997]. Dans le modèle, le fer est utilisé par le phytoplancton lors de la photosynthèse en
surface, il est adsorbé sur les particules et retourne en phase dissoute lors de la reminéralisation.
L’apport de fer à l’océan se fait par l’atmosphère et l’équation régissant la concentration en fer
dans une boite s’écrit:
[ Fe]
∂
j
V
j
= ∑
+
j
∂t
i≠
j
[ f
ij
[ Fe]
i
− f
ji[ Fe]
j
+ gij
( Fpi
Ri
+ Si
)] − Fp
R
j
− S
j
F
j(
atm)
(16)
où V j est la volume de la boite j, fij est le flux d’eau de la boite i vers la boite j, F j(atm) est
l’apport atmosphérique dans la boite j (il est à zéro si la boite n’est pas en contact avec
l’atmosphère), F pi est le flux de particules généré dans la boite j, R i est le rapport fer sur carbone
(Fe :C), g ij est la fraction de particules de la boite i qui se reminéralise dans la boite j et S i est le
flux de fer adsorbé sur les particules dans la boite i. f ij et g ij sont nuls si les boites ne sont pas
adjacentes.
Dans le modèle, les principales sources de fer proviennent de l’atmosphère et sont
déterminées à partir de la carte de Duce et al. [1991]. Les apports sont plus importants pour
l’Atlantique puis décroissent du Pacifique à l’océan austral.
Les simulations montrent que la distribution en fer est semblable à celle des sels nutritifs,
c'est-à-dire que les eaux les plus vieilles du Pacifique profond sont plus riches en fer que celles
24

de l’Atlantique profond, plus jeunes. Si le taux d’adsorption du fer est trop faible, les
concentrations sont plus fortes près de la source de fer (en Atlantique). Les concentrations en
fer dans l’océan profond sont alors contrôlées par l’apport atmosphérique.
Pour obtenir une distribution de fer peu variable dans l’océan profond, il est nécessaire
d’introduire un contrôle de la concentration en fer par le ligand. Johnson et al. [1997] ont
suggéré que les concentrations en fer dans l’océan profond étaient contrôlées par un ligand
organique qui réduisait le taux d’adsorption du fer aux concentrations inférieures à 0.6 nM.
Afin de tester ce processus dans le modèle, nous avons introduit le ligand qui a été paramétré
par la fonction k([Fe] – Fe sol ) où Fe sol est la valeur de la solubilité effective du fer stabilisée par
le ligand, égale à 0.6 nM, k étant le taux d’adsorption du fer (inverse du taux de résidence du fer
dans l’eau).
Le rôle du ligand n’est pas bien connu car la chimie est très complexe et les mesures
difficiles. Une étude récente de Hunter et Boyd [2007] suggère la présence d’au moins deux
ligands organiques, un dans la couche de mélange et un autre en profondeur. La présence de
ligands permet de reproduire la distribution en fer de l’océan profond. Même si la distribution
en fer s’avère plus variable que ne le laissait supposer la compilation de Johnson, elle est
néanmoins différente de celle des sels nutritifs et les processus d’adsorption sont nécessaires
pour expliquer la distribution de fer dans l’océan [Moore and Braucher, 2008].
Les simulations ont montré qu’un apport atmosphérique de fer plus important en Atlantique
ne permettait pas, à lui seul, d’expliquer une distribution en profondeur différente de celle des
sels nutritifs. L’incorporation d’un ligand dans le modèle est nécessaire pour réguler la
concentration en fer. Le modèle a également mis en évidence que la concentration en fer dans
l’océan austral de surface provenait à 99% de l’upwelling et non de l’apport atmosphérique
local. Des simulations ont été réalisées pour la période glaciaire et ont montré qu’un apport
atmosphérique ne pouvait pas à lui seul modifier de façon significative la productivité de
l’océan et que d’autres processus étaient nécessaires pour expliquer le changement de CO 2
atmosphérique de la période glaciaire à la période interglaciaire. Des études réalisées par la
suite ont confirmé ce résultat [e.g. Bopp et al., 2003; Kohfeld et al., 2005].
Ce modèle en boite a permis de réaliser des études d’impact de l’apport en fer sur la
concentration de CO 2 dans l’atmosphère.
De la même façon des modèles à une dimension ont été développés afin d’étudier différents
processus comme l’effet de la variabilité du rapport carbone sur chlorophylle [Lefèvre et al.,
2001]. En général, les modèles considèrent un rapport carbone sur chlorophylle fixe. Or la prise
en compte de la variabilité de ce rapport entraîne une diminution de la concentration de
chlorophylle en surface, moins d’absorption de lumière dans la couche de mélange et des
températures de surface plus froides. Ainsi à l’équateur cet effet provoque une réduction de la
température de surface de 0.15 o C par rapport à une simulation où le rapport carbone sur
chlorophylle est fixe [Lefèvre et al., 2001].
L’effet de la paramétrisation de la mortalité, l’efficacité du recyclage des sels nutritifs sur le
profil vertical de chlorophylle ont également été examinés à l’aide d’un modèle simple [Lefèvre
et al., 2003].
Il est difficile de séparer et quantifier les différents processus gouvernant la variabilité de
pCO 2 dans l’océan de surface à partir des observations. Des modèles simples, en boite ou à une
dimension, ont permis des études d’impact et des tests de sensibilité sur l’importance d’un
processus donné.
25

3. Distribution des puits et sources de fCO 2 par synthèses de
données
3.1. Construction d’algorithmes
Différentes régions océaniques ont été étudiées lors de campagnes océanographiques ou grâce
aux données collectées à bord des navires marchands. Parallèlement à l’étude des processus et
la compréhension des mécanismes qui régissent la variabilité de fCO 2 , les données sont
également utilisées pour construire des cartes de fCO 2 . Ces cartes permettent d’estimer le flux
air-mer de CO 2 dans une région donnée. En raison de la difficulté d’obtenir une bonne
couverture spatiale de fCO 2, des relations empiriques reliant fCO2 à des paramètres plus
accessibles ont été établies. Ainsi l’importance de la température pour expliquer les variations
de fCO 2 a conduit à rechercher des relations empiriques entre fCO2 et SST afin de reconstituer
fCO 2 à partir, notamment, de la température mesurée par satellite qui est facilement accessible
et qui fournit une couverture globale de l’océan [e.g. Stephens et al., 1995].
Dans l’Atlantique subtropical, le modèle unidimensionnel (Lefèvre et Taylor [2002], section
2.2.1) a permis de construire un algorithme reliant pCO 2 à la température, la latitude, la
longitude et la pCO 2 atmosphérique. Les relations entre pCO2 et la SST sont particulièrement
adaptées dans les régions de faible activité biologique, là où la SST est principalement
responsable des variations de pCO 2.
Le développement d’un algorithme est beaucoup plus difficile dans des régions où l’activité
biologique est importante. La distribution de fCO 2 n’était pas documentée dans l’upwelling
côtier du Chili. Des études avaient été réalisées dans l’upwelling du Pérou mais les études dans
l’upwelling du Chili s’étaient limitées aux paramètres physiques. En 1997 les chiliens ont
organisé un programme d’étude de l’écosystème de l’upwelling du Chili au large
d’Antofagasta. L’objectif était de mieux comprendre la variabilité de la productivité de cette
région. Ils ont demandé des mesures de CO 2 au Plymouth Marine Laboratory afin d’estimer le
flux de CO 2 à l’interface air-mer dans cette région. Dans le cadre de mon postdoctorat CNRS-
Royal Society, j’ai participé aux deux campagnes océanographiques chiliennes. L’upwelling
côtier du Chili a été échantillonné en janvier 1997 [Lefèvre et al., 2002] et en juillet 1997
[Torres et al., 2003]. Des mesures en continu de pCO 2 ont été effectuées, du 10 au 16 janvier et
du 22 au 27 janvier 1997, sur une grille de 22 o 40’S à 24 o S s’étendant de la côte chilienne à
71 o 52’W. Dans cette région, de fortes valeurs de CO 2 sont associées aux faibles températures à
cause des remontées d’eaux riches en CO 2 à la surface mais le processus de réchauffement qui
augmente pCO 2 avec la température est également présent si bien que la corrélation entre pCO2
et SST est faible (r 2 = 0.09). La région comporte essentiellement trois masses d’eau différentes :
- l’eau subtropicale de surface (STW) avec des températures comprises entre 16 o C et
24 o C, des salinités entre 34.9 et 35.3 et une teneur en oxygène de 4.5 à 5.3 ml/l,
- l’eau subantarctique (SAAW) avec des températures comprises entre 9 o C et 15 o C et
des salinités entre 33.0 et 34.3 et une teneur en oxygène de 5 à 7 ml/l,
- l’eau équatoriale de subsurface (ESSW) circulant entre 100m et 300m de profondeur,
avec des températures comprises entre 8 o C et 12 o C et des salinités entre 34.4 et 34.9 et une
teneur en oxygène de 0.2 à 3 ml/l.
L’eau subtropicale, STW, est essentiellement observée au nord d’Antofagasta (23 o S) tandis
que l’eau subantarctique SAAW se trouve principalement au sud de 30 o S. La région de 23 o S à
30 o S est donc une zone de transition où l’eau subantarctique se dirigeant vers le nord se
mélange à l’eau subtropicale. Dans cette zone, la SAAW se trouve souvent sous la STW. Entre
100m et 300m l’eau équatoriale ESSW se dirige vers le pôle sud. Lors de la première période,
26

seules les eaux STW et SAAW ont pu être observées. Dans cette région où l’upwelling côtier
est quasi-permanent, l’eau qui remonte en surface est la SAAW ou l’ESSW selon l’intensité des
coups de vent. Deux droites de mélange peuvent être déterminées :
2
S = 0.101 SST + 32.561 r = 0.91 SST ≥ 19.5 o C (16)
S = -0.0269 SST + 35.065
2
r = 0.56 SST < 19.5 o C (17)
L’erreur sur l’estimation de la salinité à partir de la température est calculée par :
2
Σ(
Sobs
− S
pred
)
se =
(18)
n − 2
où S obs est la salinité observée et S pred est la salinité estimée à partir de la SST. L’erreur est
respectivement de 0.046 et 0.037 pour les relations (16) et (17).
La distribution de pCO 2 était très différente d’une période à l’autre de l’échantillonnage
(figure 18).
pCO 2
(10−16 Janvier 1997)
pCO 2
(22−27 Janvier 1997)
latitude
23 o S
20’
latitude
23 o S
20’
450
400
350
40’
40’
300
24 o S
40’ 20’ 71
o W
40’
longitude
24 o S
40’ 20’ 71
o W
40’
longitude
Figure 18. Distribution de pCO 2 dans l’upwelling du Chili pendant le 1 er leg et le 2 ème leg de
la campagne à bord de l’Abate Molina en janvier 1997.
250
La première période, caractérisée par la dominance de la STW, montre des valeurs de CO 2
assez uniformes variant de 350 μatm à 450 μatm. En général les plus fortes valeurs sont
observées près de la côte et associées à des faibles températures. Cependant, c’est au cours de la
deuxième période que l’upwelling est plus marqué avec la remontée de l’eau équatoriale ESSW
très productive.
La variabilité de pCO 2 observée est due à la fois aux processus physiques (upwelling,
réchauffement des masses d’eau) et biologiques. Un algorithme reliant la température, la
salinité et la chlorophylle a pu être déterminé. En fait, la concentration en chlorophylle
dépendait de façon significative de la masse d’eau (r 2 = 0.55), les fortes concentrations étant
observées près de la côte dans les eaux récemment remontées en surface, tandis que plus au
large les concentrations en chlorophylle restaient faibles. L’estimation de pCO 2 peut donc se
faire uniquement à partir de SST et SSS:
2
pCO = -13682 + 416.1 SSS – 18.78 SST r = 0.65 (19)
2
Cette relation a été déterminée à partir des données de la deuxième période et permet de
reconstruire de façon satisfaisante la distribution de pCO 2 observée lors de la première période
et donne une erreur de 35 μatm sur l’estimation de pCO 2 . Cet algorithme permet d’estimer
pCO à partir des données satellites de SST. La salinité n’étant pas encore disponible par
2
27

satellite, les relations (16) et (17) sont utilisées pour calculer la salinité à partir des températures
AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer). Après l’échantillonnage de la grille,
pCO 2 a été mesurée en continu lors du transit d’Antofagasta (23 o 40’S) à Coquimbo (30 o S) du 2
au 6 février 1997, ce qui permet de valider l’algorithme. La température AVHRR du 3 février a
été comparée avec la température mesurée in situ. Le 3 février correspond aux mesures du
bateau situées entre 24 o S et 25 o S (figure 19a). La salinité et pCO 2 ont été calculées avec les
équations (16), (17) et (19). La comparaison entre pCO 2 ainsi calculée et celle mesurée pendant
le transit montre un bon accord à l’exception des fortes valeurs observées près d’Antofagasta
vers 23 o 30’S qui ne sont pas bien reproduites (figure 19b).
a) b)
23
420
SST
22
21
20
19
Données
AVHRR SST, 3 Fév. 97
pCO2 (μ atm)
400
380
360
340
Algorithme
Données
18
320
17
-30 -29 -28 -27 -26 -25 -24 -23
Latitude
300
-30 -29 -28 -27 -26 -25 -24 -23
Figure 19. a) Comparaison des données AVHRR du 3 février 1997 avec les mesures in situ de
la température de surface. b) Validation de l’algorithme sur le trajet Antofagasta (23 o 30’S) –
Coquimbo (30 o S).
Latitude
En général, quand les températures AVHRR sont proches de celles in situ, le calcul de pCO 2
correspond aux mesures in situ. L’algorithme peut donc être utilisé pour une région plus large,
de 20 o S à 30 o S. Des données de température et salinité sont disponibles pour cette région à
d’autres périodes de l’année (Blanco et al., 2001), ce qui a permis de vérifier que les relations
T-S établies en janvier 1997 étaient encore valables jusqu’au mois de mars. A partir des images
satellites AVHRR hebdomadaires du 1 er janvier au 25 mars 1997, pCO 2 a été calculée pour la
région 22 o S-29 o S, 68 o W-73 o W.
Le flux de CO 2 à l’interface air-mer a pu être calculé avec l’équation (7) en utilisant les vents
ECMWF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts) à 10m, le coefficient
d’échange de Wanninkhof (1992) et la valeur moyenne de pCO 2 dans l’atmosphère mesurée
pendant la campagne (354.4 μatm). Un flux moyen a été calculé pour chacune des 12 semaines
en prenant la valeur moyenne de pCO 2 , du vent, de la salinité et de la température. En
moyennant les 12 flux obtenus, on en déduit que la région est une source de CO 2 pour
-2 -1
l’atmosphère de 1.6 ± 2.6 mmol m j . Le flux moyen correspondant à la période de la
-2 -1
-2 -1
campagne est de 2.19 ± 2.3 mmol m j et est en bon accord avec le flux de 2.13 mmol m j
calculé à partir des données in situ de température, de pCO 2 et du vent bateau de la campagne.
Une autre campagne a eu lieu en juillet 1997 et a montré que cette région demeurait une
source de CO 2 .malgré le début d’un El niño. L’eau alimentant l’upwelling côtier était plus
chaude et plus salée qu’en période non El Niño mais un gradient vertical de CO 2 était présent
dans les 100 premiers mètres. Lors de cette période, les vents parallèles à la côte étaient assez
forts et faisaient remonter en surface des eaux riches en CO 2 si bien qu’un dégazage important a
été observé. Ces résultats ont fait l’objet d’un article [Torres et al., 2003] et ont été exploités
dans le cadre de la thèse de Rodrigo Torres [2001].
28

3.2. Cartes de fugacité et de flux de CO 2
La première distribution des puits et sources de CO 2 dans l’océan mondial a été publiée par
Keeling (1968). Cette carte identifiait les différentes régions océaniques avec une source dans
les régions tropicales en raison de la remontée d’eaux riches en CO 2 en surface et les puits dans
les hautes latitudes, principalement dans les régions de formation d’eau profonde. Broecker
(1986) a complété cette carte en séparant différentes zones. Des compilations récentes ont été
réalisées par Takahashi et al. [1997 ; [Takahashi et al., 1997; Takahashi et al., 2002; 2008] à
partir des observations et d’un modèle d’advection-diffusion. Ces cartes sont considérées
comme une référence et sont utilisées pour valider les modèles de carbone à l’échelle de l’océan
mondial. Les valeurs de flux sont également utiles pour contraindre les modèles de transport
atmosphérique.
L’afflux de nouvelles données a permis de raffiner ces cartes mensuelles à certaines échelles
régionales. Deux méthodes ont été utilisées pour construire des cartes de CO 2 en Atlantique
nord : une analyse objective [Lefèvre, 1997; Lefèvre et al., 1999] et une méthode par réseau de
neurones [Lefèvre et al., 2005]. L’analyse objective s’est effectuée lors de mon postdoctorat à
PML en utilisant les données nouvellement acquises par les navires marchands anglais tandis
que la méthode par réseau de neurones a été testée à la fin du projet européen CAVASSOO,
dans le cadre du CDD d’Adam Watson, à partir de la base de données de CO 2 Atlantique nord
constituée dans le cadre de ce projet.
3.2.1 Analyse objective
A partir des données de ΔpCO 2 des navires marchands et des campagnes océanographiques
disponibles en Atlantique nord une technique d’analyse objective a été utilisée pour obtenir des
cartes trimestrielles de ΔpCO 2 , le nombre de données étant trop limité pour établir des cartes
mensuelles. La méthode développée par Gandin [1963] a été appliquée aux données
océanographiques [Bretherton et al., 1976]. Levitus [1982] a utilisé une telle technique pour
obtenir des climatologies de température et salinité. La méthode consiste à estimer la valeur
d’une variable en un point (x,y) à partir d’un nombre limité de données. Pour les cartes de
ΔpCO 2 la résolution choisie était d’un degré de longitude par un degré de latitude. Landrum et
al. [1996] ont utilisé une méthode semblable pour établir des cartes de CO 2 dans le Pacifique
nord.
La méthode a tout d’abord été appliquée à l’Atlantique nord pour construire des cartes de
ΔpCO 2 pour les quatre trimestres janvier à mars (JFM), avril à juin (AMJ), juillet à septembre
(JAS) et octobre à décembre (OND) [Lefèvre, 1997]. La même méthode a ensuite été appliquée
à un plus large jeu de données en Atlantique nord et étendue au Pacifique nord [Lefèvre et al.,
1999]. Il était nécessaire de combiner des données obtenues sur plusieurs années pour pouvoir
interpoler à l’échelle d’un bassin. Or, le CO 2 augmente dans l’atmosphère au cours du temps.
Dans les régions très stratifiées, l’océan profond est pratiquement isolé de l’océan de surface.
Celui-ci échange essentiellement avec l’atmosphère ce qui conduit à supposer une
augmentation de CO 2 dans l’océan qui suit l’augmentation atmosphérique c'est-à-dire une
différence ΔpCO 2 constante au cours du temps. Par contre, dans les régions de mélange vertical
important, l’océan de surface est mélangé à l’océan profond qui n’a pas été en contact avec
l’atmosphère depuis plusieurs années. Dans ces régions l’augmentation du CO 2 dans l’océan se
fait donc plus lentement que celle de l’atmosphère. Il est difficile d’estimer l’augmentation du
CO 2 océanique dans ces régions. La variabilité interannuelle a été négligée dans la construction
des cartes et ΔpCO 2 est considérée constante au cours du temps ce qui permet de combiner les
données de différentes campagnes. Les cartes ci-dessous montrent les résultats de l’analyse
objective pour l’Atlantique nord au premier trimestre (figure 20)
29

Figure 20. Carte de ΔpCO 2 réalisée par analyse objective à partir d’observations de janvier à
mars et carte d’erreurs associées.
La méthode d’analyse objective fournit des cartes d’erreurs associées aux ΔpCO 2 estimées.
L’erreur est uniquement fonction de la densité de l’échantillonnage, ainsi de fortes erreurs sont
estimées dans les régions où peu de données sont présentes (figure 20).
A partir des estimations de ΔpCO 2 dans l’Atlantique nord et le Pacifique nord, le flux air-mer
de CO 2 a été calculé pour trois relations de coefficient d’échange [Liss and Merlivat, 1986;
Tans et al., 1990; Wanninkhof, 1992] et deux champs de vents à 10m: une climatologie de vents
SSMI (Special Sensor Microwave Imager) réalisée par Boutin et Etcheto (communication
personnelle) et les vents climatologiques d’Esbensen et Kushnir [1981].
Pour chaque trimestre, le flux de CO 2 est calculé pour les régions tropicale, centrale et
subarctique de l’océan Atlantique (tableau 3). Le flux est négatif quand l’océan absorbe du CO 2
et est positif quand il est source de CO 2 pour l’atmosphère. En raison du manque de données,
l’analyse n’a pas pu être faite pour les deux derniers trimestres dans les régions tropicale et
subarctique. L’Atlantique tropical est une source de CO 2 tout au long de l’année mais la barre
d’erreur est assez importante en raison de l’échantillonnage trop sporadique de cette région. La
région centrale est la plus variable et est globalement un puits de CO 2 avec une incertitude pour
la période de juillet à septembre. Au nord de 50 o N, l’analyse a pu être réalisée pour seulement
deux trimestres. Un puits de CO 2 est observé en hiver et en été. Le puits le plus fort est obtenu
en été probablement en raison de l’activité biologique.
Tableau 3. Flux air-mer de CO 2 , en GtC/an, dans l’Atlantique nord, de 80 o W à 10 o E, calculé
avec le coefficient d’échange de Wanninkhof et al. (1992) et la climatologie de vents
d’Esbensen et Kushnir (1981) pour les trimestres de janvier à mars (JFM), avril à juin (AMJ),
juillet à septembre (JAS) et octobre à décembre (OND).
Trimestre Latitudes Flux de CO 2
JFM
o
10 S-10 o N 0.16 ± 0.05
o o
10 N-50 N -0.42 ± 0.15
o o
50 N-80 N -0.17 ± 0.08
AMJ 10 o S-10 o N 0.08 ± 0.07
o o
10 N-50 N -0.22 ± 0.11
30

N-80 N 0.07 ± 0.06
JAS
o o
10 N-50 N 0.12 ± 0.12
o o
50 N-80 N -0.22 ± 0.03
OND 10 o S-10 o N 0.05 ± 0.03
o o
10 N-50 N -0.21 ± 0.16
50 o o
Les flux air-mer de CO 2 obtenus par cette méthode ont été comparés aux résultats de
Takahashi et al. [2000]. En moyenne annuelle, les deux méthodes donnent des résultats
semblables, en bon accord également avec les résultats du modèle global du cycle du carbone
de Sarmiento et al. [1995].
3.2.2. Réseau de neurones
Les cartes de ΔpCO 2 peuvent être obtenues par interpolation de données existantes, e.g.
méthode d’analyse objective, ou par construction de relations estimant pCO 2 en fonction
d’autres paramètres (cf section 3.1). Les algorithmes sont bien souvent limités à une région et
ne sont pas valables en dehors de cette région. Afin de pouvoir obtenir des cartes à une plus
grande échelle spatiale, une méthode neuronale a été testée et comparée à des algorithmes
construits en Atlantique nord, 50 o N-70 o N, 60 o W-10 o W. Les observations utilisées proviennent
de la base de données construite dans le cadre du projet européen CAVASSOO qui a permis de
rassembler et d’augmenter de façon significative le jeu de données en Atlantique nord par
rapport au jeu de données utilisé lors de la construction des cartes par analyse objective. La
mise au point du réseau de neurones s’est déroulée lors du CDD d’AdamWatson à l’université
d’East Anglia [Lefèvre et al., 2005]. Un réseau de neurones de cartes auto organisées [Kohonen,
1984] a été développé. Le réseau de neurones reconnaît et exploite les relations présentes dans
les données. Celles-ci n’ont pas besoin d’être définies comme dans le cas des régressions. Cette
méthode est particulièrement adaptée pour des relations non linéaires et empiriques. Le principe
consiste à identifier des structures dans les paramètres d’entrée et à les associer à des mesures
de pCO 2. Le réseau de neurones a été construit pour déterminer pCO2 à partir des entrées
suivantes : la position (latitude, longitude), la température de surface et le mois. Le réseau est
constitué d’une seule couche comportant 70 x 70 neurones. Les entrées sont reliées à tous les
neurones et les connexions entre les entrées et les neurones sont associées à des poids w ij (t)
correspondant au poids de l’entrée i au neurone j à l’instant t. Les poids sont initialisés
arbitrairement puis ajustés lors de la phase d’apprentissage du réseau. Les entrées sont
normalisées pour avoir des valeurs comprises entre -1 et 1 afin d’éviter les problèmes de
différences d’unités entre les variables. Après plusieurs cycles, le jeu de neurones devient
organisé comme une carte topographique. La moitié du jeu de données est réservé pour la phase
d’apprentissage qui se déroule en plusieurs étapes (figure 21).
1. Initialisation du réseau de neurones
initialisation des poids w ij (t), de l’entrée i au neurone j à l’instant t, 0 ≤ w ij (t) ≤ 1
initialisation du gain η(0) entre 0 et 1, η(t) décroît dans le temps
2. Présentation des n paramètres d’entrée au réseau
Au pas de temps t : x 0 (t), x 1 (t)…x n-1 (t) avec x i (t) entrée au neurone i
3. Calcul de la distance euclidienne entre l’entrée et le poids de chaque neurone j
d
j
=
n
∑ − 1
i=
0
( x ( t)
− w
i
ij
( t))
2
31

4. Sélection de la distance minimum
sélection du neurone qui a la plus petite distance au pas de temps t
5. Actualise les poids, la taille du voisinage du neurone et le gain
changement des poids du neurone gagnant et du voisinage selon la formule :
w ij (t+1) = w ij (t) + η(t)(x i(t) – wij(t)) avec 0 ≤ i ≤ n-1
décroissance du gain dans le temps
6. Répète l’opération jusqu’à convergence
Figure 21. Algorithme de l’apprentissage du réseau de neurones par cartes auto-organisées.
Une fois l’apprentissage réalisé, le réseau est appliqué aux paramètres d’entrée de la
deuxième moitié du jeu de données afin de déterminer les pCO 2 par le réseau de neurones et de
comparer avec les pCO 2 observées. De même des régressions entre pCO2 et les paramètres
d’entrée, position, SST sont réalisées pour chaque mois sur le même jeu de données utilisé pour
l’apprentissage et le reste du jeu de données est utilisé pour vérifier l’estimation de pCO 2 par les
régressions. Le mois d’avril n’a pas été pris en compte par manque de données. L’erreur sur la
prédiction de pCO 2, RSD, est calculée par :
∑ 2
( Yi
− X
i
)
RSD = (20)
N − 2
où Y i est la valeur prédite par le réseau de neurones ou la régression, Xi est la valeur observée
et N le nombre d’observations.
La comparaison des deux méthodes a montré que le réseau de neurones était plus performant
pour prédire les pCO observées que les régressions (tableau 4).
2
Tableau 4. Erreur sur la prédiction de pCO 2 par le réseau de neurones (NNET), par les
régressions (REG) et nombre de données (N).
Jan Fév Mar Mai Juin Juil Aout Sep Oct Nov Déc
NNET 6.3 10.6 4.3 7.5 9.9 9.0 6.2 5.3 4.5 2.9 6.4
REG 5.4 88.1 4.1 53 19.4 22.0 48.9 27.3 19.2 23.1 7.0
N 521 2505 693 8053 8539 13724 8604 9986 8761 4796 1662
Le réseau de neurones est un bon outil pour créer des cartes de pCO 2 à partir d’un nombre de
données limité et donne des résultats encourageants. L’utilisation de cette technique nécessite
de bien déterminer les paramètres d’entrée du réseau de neurones afin de permettre de prendre
en compte les processus responsables de la variabilité de pCO 2 dans l’océan. L’apprentissage à
partir de données in situ permet ensuite d’obtenir des cartes à partir de paramètres d’entrée
obtenus par les mesures satellites. Toutefois, un des problèmes majeurs reste l’activité
biologique. Les cartes de couleur de l’océan fournissent la concentration en chlorophylle et il
existe une corrélation entre pCO 2 et la chlorophylle, pCO2 diminuant fortement lors de la
photosynthèse, mais une fois la chlorophylle disparue, la décroissance de pCO 2 subsiste en
raison de la lenteur des échanges gazeux entre l’océan et l’atmosphère. Ce processus est
difficile à prendre en compte dans des régressions ou un réseau de neurones. Seul un modèle où
l’équation d’évolution du CO 2 est explicitée permet de tenir compte de ce processus.
L’obtention de cartes de pCO 2 par différentes méthodes d’interpolation à partir de données
collectées pour une période donnée permettrait de déterminer l’évolution temporelle du flux airmer
de CO d’une période à une autre.
2
32

4. Evolution temporelle du puits de CO 2 dans l’océan
Les incertitudes sur le puits de CO 2 océanique et sa variabilité sont encore assez grandes,
notamment face à l’augmentation continue du CO 2 dans l’atmosphère. Il est donc impératif de
documenter l’évolution temporelle de CO 2 par des mesures répétées.
L’évolution future est difficile à prédire à cause des nombreuses rétroactions qui peuvent se
produire. Ainsi le réchauffement de l’océan de surface augmente la stratification (pompe
physique). Cette augmentation de stratification décroît l’apport des sels nutritifs en surface qui
décroît la production exportée et donc le carbone stocké mais en même temps moins de carbone
remonte en surface à cause de la stratification. Il est donc difficile de prévoir quel va être l’effet
dominant : augmentation ou diminution de l’absorption de CO 2 Un des objectifs du projet
européen CAVASSOO était de déterminer à partir de la base de données de CO 2 de
l’Atlantique nord s’il était possible de déceler une évolution temporelle de pCO 2 dans l’océan.
4.1. L’Atlantique nord
Les modèles globaux du cycle du carbone dans l’océan et les synthèses de données [Orr et
al., 2001; Takahashi et al., 2002] suggèrent que l’Atlantique nord est un puits de CO 2 pour
l’atmosphère qui augmente au cours du temps avec une pression partielle de CO 2 dans l’océan
qui augmente moins vite que celle dans l’atmosphère. Lors de la construction de leur
climatologie de pCO 2, Takahashi et al. [2002] ont ramené les observations de pCO2 à l’année
de référence 1995. Les observations ayant été effectuées sur une trentaine d’année, ils ont
considéré que pCO 2 dans l’océan avait augmenté au même taux que dans l’atmosphère pour les
régions tropicales et tempérées tandis que dans les régions polaires et subpolaires, où le
mélange avec les eaux profondes isolées de l’atmosphère est important, pCO 2 dans l’océan
n’avait pas changé au cours du temps.
La base de données CAVASSOO devait permettre d’évaluer si la pression partielle de CO 2
était constante au cours du temps dans la région subpolaire ou si elle avait varié. A partir de
toutes les données disponibles de pCO 2 dans l’Atlantique nord >50 o N, nous avons cherché des
relations empiriques qui permettraient une interpolation spatio-temporelle [Lefèvre et al., 2004].
De telles relations ne peuvent pas exister à l’échelle d’un bassin en raison de la complexité des
processus affectant la distribution de pCO 2 . L’Atlantique nord a donc été subdivisé en
provinces où pCO 2 peut être considérée comme variant de façon homogène à l’intérieur de la
province. La subdivision de Longhurst et al. [1995] a été adoptée pour découper l’Atlantique
nord en provinces : dérive nord Atlantique, subarctique et arctique. La recherche de relations en
Atlantique nord a fait l’objet du stage de Ben Smith à l’université d’East Anglia.
Les données de pCO 2 ont été regroupées par mois pour chaque province. Seule la région de la
dérive Nord Atlantique (NADR : North Atlantic Drift Region), 44 o -58 o N, 42 o -10 o W présente
suffisamment d’années de données pour permettre une étude temporelle. L’effet
thermodynamique a été supprimé en normalisant pCO 2 à la SST puis une régression entre pCO2
normalisée, (pCO 2)
T et les variables longitude, latitude, SST et année a été effectuée pour
chaque mois selon l’équation suivante:
(pCO ) 2 T = A + B Long + C Lat + D SST + E Année (21)
où les coefficients A, B, C, D et E ainsi que le coefficient de détermination de la régression sont
donnés dans le tableau 5. Pour les mois de janvier, mars et avril, le nombre de données est
insuffisant pour pouvoir faire une régression en fonction du temps. Les relations obtenues
expliquent entre 82% et 98% de la variance (tableau 5).
33

Tableau 5. Coefficients de la régression de (pCO 2 ) T pour la province NADR.
Mois A B C D E r 2
Février -2488±62 -0.42±0.03 4.98±0.14 -12.23±0.34 1.38±0.03 0.90
Mai -7642±163 -0.90±0.02 -1.74±0.05 -20.77±0.11 4.14±0.08 0.90
Juin -4873±114 -0.85±0.04 1.30±0.08 -15.64±0.15 2.66±0.06 0.82
Juillet -7013±202 -0.025±0.03 3.66±0.12 -7.07±0.24 3.64±0.1 0.89
Août -3160±135 -0.69±0.01 0.84±0.09 -11.31±0.13 1.80±0.07 0.95
Septembre -1297±55 0.43±0.013 -4.19±0.03 -17.06±0.07 1.05±0.03 0.85
Octobre 83±255 -0.81±0.02 4.81±0.1 -10.92±0.13 -0.076±0.1 0.96
Novembre 747±63 0.20±0.01 -0.73±0.03 -17.30±0.05 -0.062±0.03 0.98
Décembre -4306±264 0.38±0.03 -0.22±0.24 -17.13±0.17 2.45±0.13 0.90
En appliquant ces algorithmes à la température NCEP/NCAR, pCO 2 a pu être calculée pour
chaque mois de 1982 à 1998 sur une grille de 1 o de longitude par 1 o de latitude. En interpolant
pCO 2 pour les mois manquants, une moyenne annuelle est obtenue à chaque point de la grille.
La reconstruction de pCO 2 de 1982 à 1998 montre une augmentation de pCO2 dans l’océan qui
est en général supérieure à celle dans l’atmosphère. Par exemple à 43 o N, 42 o W la reconstruction
des moyennes annuelles de pCO 2 en fonction du temps montre une augmentation d’environ 2
μatm/ an alors que l’augmentation de pCO 2 dans l’atmosphère est d’environ 1,5 μatm/ an
(figure 22).
325
320
pCO 2 (μatm)
315
310
305
300
295
290
285
pCO2 = 2.1797 an - 4034.6
R 2 = 0.9536
280
1980 1982 1984 1986 1988 1990 1992 1994 1996 1998 2000
Année
o
Figure 22. Reconstruction de pCO 2 de 1982 à 1998 à 43 N, 42 o W.
Ce résultat était surprenant et remettait en cause les hypothèses faites dans la construction de
la climatologie par Takahashi et al. [2002].
Bien que le taux d’augmentation de pCO 2 dans l’océan varie légèrement spatialement, il
dépend surtout de la saison et est beaucoup plus fort au printemps qu’en automne comme le
montre la moyenne de l’accroissement de pCO 2 océanique effectuée sur toute la zone NADR
(figure 23).
34

4
Accroissement (μatm/an)
3
2
1
0
-1
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Figure 23. Augmentation de pCO 2 en μatm/an dans la région NADR. Les losanges blancs
correspondent à des valeurs interpolées. Le trait pointillé correspond à l’augmentation de
pCO dans l’atmosphère.
2
En printemps-été, l’océan se stratifie et l’océan de surface est isolé de l’océan profond. A
cette période l’activité biologique consomme le CO 2 . Une variation du taux d’augmentation de
CO 2 dans l’océan, plus marquée à cette période de l’année, suggère une décroissance de la
fixation de carbone au cours du temps. Cette décroissance de fixation de carbone serait associée
à une décroissance de la biomasse de chlorophylle. Une comparaison quantitative effectuée
entre les images CZCS (Coastal Zone Color Scanner) de 1979-1986 et les images SeaWiFS
(Sea-viewing Wide Field-of-view Sensor) de 1997-2000 ont montré une décroissance de la
chlorophylle aux hautes latitudes, attribuée à de la variabilité naturelle [Gregg and Conkright,
2002]. Gregg et al [2003] ont calculé une décroissance de la production primaire en Atlantique
nord qui pourrait représenter une diminution du puits de carbone via la réduction de
photosynthèse depuis les années 1980.
Les cartes réalisées en Atlantique nord par le réseau de neurones pour les années 1995-1997
montrent également une diminution du puits de CO 2 par rapport à la climatologie de Takahashi
et al. [2002] réalisée pour l’année 1995 [Lefèvre et al., 2005].
Plus au sud, le navire marchand M/V Santa Maria, qui a commencé à collecter des données
lors du projet CAVASSOO puis dans CARBOOCEAN, échantillonne actuellement la route
suivie par le M/V Prince of Seas ens 1994-1995. La comparaison des mesures des années 1994-
1995 à 2002-2005 montre une décroissance du puits de CO 2 [Schuster and Watson, 2007]. Cette
tendance a été confirmée par d’autres études dans plusieurs régions de l’Atlantique nord [e.g.
Corbière et al., 2007; Omar and Olsen, 2006].
Mois
4.2. L’océan mondial
La reconstruction de pCO 2 de 1982 à 1998 dans la région de la dérive Nord Atlantique a
montré une augmentation de pCO 2 dans l’océan supérieure à celle de l’atmosphère c'est-à-dire
une décroissance du puits de CO 2 dans cette région, le champ de vent n’ayant pas varié sur cette
période. Ce phénomène semble dû à une diminution de production primaire. Lors de la
préparation du rapport IPCC 2007, un inventaire des études faites sur l’évolution de pCO 2 dans
le temps a été dressé (tableau 6). Afin de déterminer si l’océan dans son ensemble va continuer
à absorber environ 2 GtC/ an, il est nécessaire d’examiner le comportement des différentes
régions océaniques. Plusieurs études ont été effectuées soit à des points fixes, soit par des
échantillonnages réguliers d’une région. Le tableau ci-dessous, non exhaustif, dresse un
inventaire des différentes études réalisées dans les océans Pacifique (P) et Atlantique (A). Les
35

égions sont également reportées sur la carte avec le taux net d’accroissement du CO 2 . Excepté
le Pacifique équatorial de 1979 à 1990, toutes les régions considérées présentent une
augmentation de pCO 2 dans l’océan au cours du temps. Les régions où le CO2 dans l’océan
augmente plus vite que dans l’atmosphère sont localisées aussi bien aux basses latitudes qu’aux
hautes latitudes. Il n’existe pas de tendance systématique. Même dans une province
biogéochimique donnée, où on pourrait s’attendre à une certaine homogénéité, différentes
tendances peuvent se rencontrer, comme c’est le cas au sud de l’Australie (figure 24),
probablement en raison de la variabilité à méso-échelle.
Tableau 6. Changement de pCO 2 dans l’océan (δpCO 2 océan) et dans l’atmosphère (δpCO2 atm)
dans différentes régions de l’océan et bilan de ce changement (δΔpCO 2). δΔpCO2 > 0 indique
une augmentation plus forte de pCO 2 dans l’océan par rapport à pCO 2 dans l’atmosphère.
Région Période δpCO 2 océan δpCO 2 atm δΔpCO 2 Référence
(μatm/ an) (μatm/ an) (μatm/ an)
P1 1988-1995 1.2 0.0 Winn et al. [1998]
P2 1989-2001 2.5 ± 0.3 1.5 ± 0.0 1.0 Dore et al. [2003]
P3 1988-2002 2.5 ± 0.1 1.5 1.0 Keeling et al, [2004]
P4 1984-1993 1.8 ± 0.6 1.8 0.0 Inoue et al. [1995]
P5
0.5 ± 0.7 1.8 -1.3
P6 1983-2003 1.7 ± 0.2 1.6 ± 0.0 ~0.0 Midorikawa et al. [2005]
P7 1987-2003 1.4 ± 0.5 1.6 ± 0.0 ~0.0 Inoue et al.[2005]
P8
1.3 ± 0.3 1.6 ± 0.0 ~0.0
P9 1969-1995 1.3 ± 0.2 1.4 -0.1 Inoue et al. [1999]
P10 1979-1990 -0.9 ± 1.3 1.5 -2.4 Takahashi et al. [2003]
1990-2001 1.8 ± 0.7 0.3
P11 1979-1990 0.5 ± 0.3 -1.0
1990-2001 3.4 ± 0.4 1.0
P12 1961-1996 1.3 ± 0.2 1.2 ± 0.1 0.0 Feely et al. [1999]
P13 1979 & 1991 0.0 Goyet & Peltzer [1994]
P14 1969-2002 1.0 ± 0.5 1.4 ± 0.1 -0.4 Inoue & Ishii [2004]
P15
1.5 ± 0.4 1.4 ± 0.1 0.1
P16
1.8 ± 0.2 1.4 ± 0.1 0.3
P17
0.8 ± 0.8 1.4 ± 0.1 -0.6
A1 1982-1998 1.8 ± 0.0 1.5 0.3 Lefèvre et al., [2004]
A2 1984 & 1993 2.5 ± 0.7 1.5 ± 0.3 1.0 Oudot et al. [1995a]
A3 1983-2001 1.5 ± 0.1 1.5 0.0 Bates [2001]; Gruber et al. [2002]
A4 1967 & 2000 1.3 ± 0.9 1.4 ~0.0 Omar et al. [2003]
Les zones d’études des océans Pacifique et Atlantique sont reportées sur la carte ci-dessous
(figure 24), la taille des cercles croît avec la longueur de la période et la couleur indique une
augmentation supérieure (en rouge) ou inférieure (en bleu) à celle de l’atmosphère. Pour les
régions du Pacifique P10 et P11, la moyenne de ΔpCO 2 est indiquée pour la totalité de la
période.
36

Figure 24. Localisation des régions où des changements de pCO 2 ont été étudiés. La taille des
cercles croît avec la période de temps considérée (20 ans). Les couleurs
bleues correspondent à des augmentations de pCO 2 inférieures à l’augmentation
atmosphérique (plus importantes avec l’intensité de la couleur), les couleurs rouges à des
augmentations de pCO 2 supérieures à l’augmentation atmosphérique, et en blanc pCO2 suit
l’augmentation atmosphérique.
Dans le Pacifique subtropical nord, à la station ALOHA, 22 45’N, 158 W, près d’Hawaï,
pCO 2 dans l’océan suit l’augmentation atmosphérique de 1988 à 1995 mais augmente plus
rapidement que dans l’atmosphère de 1988 à 2002 en raison de la présence d’eau salée causée
par un changement de circulation latérale [Keeling et al., 2004] et une évaporation plus forte
[Dore et al., 2003].
Pour une région déterminée, la tendance de l’évolution de pCO 2 dans l’océan peut s’inverser
suivant la période de temps considérée, comme c’est par exemple le cas dans le Pacifique à
cause de la variabilité associée à l’oscillation décennale Pacifique [Takahashi et al., 2003].
Différents mécanismes sont à l’origine des tendances observées sur l’évolution de pCO 2 dans
le temps et varient d’une région à une autre, voire en un même endroit suivant la période de
temps considérée. Les mesures récentes en Atlantique nord attribuent la décroissance du puits
de CO 2 à des changements de SST [Corbière et al., 2007], à une décroissance du taux de
ventilation des eaux de subsurface [Schuster and Watson, 2007], à la décroissance de la
capacité d’absorption de CO 2 des eaux de surface [Thomas et al., 2007], ou à la phase de
l’oscillation nord Atlantique [Thomas et al., 2008].
Actuellement les observations ne permettent pas de dégager une tendance sur l’évolution du
puits de CO 2 au niveau global. Afin d’actualiser la climatologie de pCO2, Takahashi et al.
[2009] ont regardé la variabilité au cours du temps de pCO 2 à l’échelle des bassins pour pouvoir
corriger les mesures faites au cours du temps et les ramener à l’année de référence 2000. Les
incertitudes et la variabilité du taux d’augmentation de pCO 2 dans l’océan les ont conduits à
considérer une augmentation moyenne dans l’océan d’environ 1,5 μatm/ an. Néanmoins, ils
soulignent que les changements de pCO 2 dans l’océan ne sont pas connus dans 73% de l’océan
ce qui justifie l’application d’un taux moyen. Le développement d’un réseau d’observations de
CO 2 sur le long terme est fondamental pour suivre l’évolution temporelle et comprendre les
mécanismes responsables de la variabilité du CO 2 dans l’océan. Certaines régions sont encore
mal échantillonnées.
o
o
37

Conclusions
La distribution de fCO 2 dans l’océan de surface est complexe et l’instrumentation s’est
développée afin de pouvoir mieux la documenter et de disposer d’un observatoire CO 2
nécessaire pour appréhender les changements liés à l’augmentation du CO 2 atmosphérique.
Dans les années 1990, la mesure de fCO 2 s’effectuait essentiellement par détection infrarouge et
lors de campagnes océanographiques, ce qui fournissait des données de façon sporadique. Afin
d’augmenter la densité des observations, le capteur CARIOCA a été mis au point pour mesurer
fCO 2 sur des bouées dérivantes, dans des régions inaccessibles par bateau. Le capteur a ensuite
été adapté aux bouées ancrées pour obtenir des séries temporelles. Cette avancée technologique
a permis d’augmenter la fréquence d’échantillonnage (échelle horaire) alors que les mesures
aux stations se faisaient essentiellement par les visites mensuelles d’un bateau océanographique
[e.g. González Dávila et al., 2003]. Parallèlement, l’automatisation des systèmes de mesures par
infrarouge a considérablement renforcé le nombre d’observations puisque ces systèmes
collectent des données de façon autonome lors des trajets des navires marchands [Cooper et al.,
1998]. Le réseau d’observations de fCO 2 dans l’Atlantique nord, constitué de quatre lignes de
navires marchands et initié lors du projet européen CAVASSOO, a permis de mieux
documenter le flux de CO 2 en Atlantique nord et d’identifier le manque de données en
Atlantique tropical. Ce réseau d’observations est maintenu et développé dans le cadre du projet
européen CARBOOCEAN avec l’ajout de deux lignes supplémentaires (France-Guyane et
France-Brésil) et de deux stations temporelles sur les bouées PIRATA à 6 o S, 10 o W [Lefèvre et
al., 2008] et 8 o N, 38 o W.
Dès 1994-1995, l’intérêt des observations à partir des navires marchands a été démontré et a
permis de constituer des réseaux d’observations. Les premières mesures obtenues par le navire
marchand M/V Prince of Seas ont été utilisées pour l’étude des processus gouvernant la
variabilité de fCO 2 en surface [Cooper et al., 1998], la construction d’algorithmes dans
l’Atlantique subtropical [Lefèvre and Taylor, 2002] mais également pour évaluer l’évolution
temporelle de fCO 2 en comparant ces données avec celles collectées de 2002 à 2005 par le
navire marchand M/V Santa Maria du réseau CAVASSOO puis CARBOOCEAN [Schuster and
Watson, 2007]. La mise en place des systèmes autonomes de mesure de fCO 2 sur navires
marchands est complexe, les navires sont en escale pour un temps très court et un navire qui
était sur une route définie peut subitement changer de route et naviguer dans un autre océan. Il
faut alors identifier un autre bateau pour pouvoir continuer l’échantillonnage. A cela s’ajoutent
les problèmes techniques inhérents à tout système de mesure. Or, il est nécessaire d’obtenir une
série de plusieurs voyages pour pouvoir exploiter scientifiquement les données. Pour ces
raisons, les données collectées par le réseau d’observations mis en place lors du projet
CAVASSOO ont été exploités principalement au cours du projet CARBOOCEAN et les
données des deux lignes supplémentaires (France-Guyane, France-Brésil) restent à exploiter.
Malgré les difficultés de l’installation des systèmes sur navires marchands, l’intérêt de ce type
d’observations est tel que les réseaux d’observations se développent et font partie des priorités
des programmes internationaux. Un projet international de coordination IOCCP (International
Ocean Carbon Coordination Project) a été établi par GCP (Global Carbon Project) et le groupe
CO 2 de SCOR-IOC (Scientific Committee on Oceanic Research – Intergovernmental
Oceanographic Commission). IOCCP rassemble les différentes informations sur les projets
concernant le carbone afin de promouvoir les collaborations internationales. En particulier, la
localisation des navires marchands et des séries temporelles impliqués dans la mesure des
paramètres du carbone est disponible sur le site du projet (http://www.ioccp.org). Les stations
où les paramètres du carbone sont mesurés sont également rassemblées dans le projet
OceanSITES spécifique aux séries temporelles (http://www.oceansites.org).
38

La compréhension de la variabilité de fCO 2 dans l’océan a considérablement augmenté ces
dernières années grâce à ces nouvelles plates formes de mesures mais il reste à mieux
comprendre et quantifier les processus biologiques, chimiques et physiques qui contrôlent fCO 2
afin de prévoir son évolution future face aux changements induits par l’augmentation du CO 2
atmosphérique. L’étude de différentes régions océaniques a permis de déterminer les processus
dominants et parfois d’estimer le flux air-mer de CO 2 à l’échelle régionale. Dans les régions
subtropicales, les processus thermodynamiques dominent la variabilité de fCO 2 . Les upwellings
côtiers sont caractérisés par une juxtaposition de processus physiques et biologiques ce qui
explique la forte variabilité spatio-temporelle mise en évidence dans ces régions. Il a été malgré
tout possible, dans l’upwelling du Chili, d’exprimer fCO 2 en fonction des paramètres
physiques, température et salinité, en raison de la forte dépendance de l’activité biologique avec
les masses d’eau en présence [Lefèvre et al., 2002]. Ces relations régionales permettent de
combler les trous de données afin d’obtenir des cartes de fCO 2 . Cette approche est encore
largement utilisée et permet l’estimation du flux air-mer de CO 2 dans la zone étudiée [e.g.
Chierici et al., 2009].
L’afflux d’un grand nombre d’observations a permis de construire des cartes régionales de
fCO 2 alors que les seules cartes disponibles étaient celles de la climatologie de Takahashi et al.
[1995 ; 2002 ; 2009]. Dès les premières mesures collectées par le navire marchand M/V Prince
of Seas en 1995, des cartes trimestrielles de ΔpCO 2 ont pu être établies par analyse objective
[Lefèvre et al., 1999]. A la même époque un travail semblable a été effectué pour le Pacifique
[Landrum et al., 1996]. Cette méthode d’interpolation a l’inconvénient d’estimer l’erreur en
fonction de la distance aux données. La carte d’erreur suit les trajets des bateaux avec des
faibles erreurs sur la trace et des erreurs qui peuvent être très importantes loin de la trace. Or,
dans une région assez homogène, comme la région subtropicale, l’interpolation entre deux
traces de navires marchands est probablement réaliste et l’erreur donnée par l’analyse objective
surestimée. Les régressions linéaires de fCO 2 en fonction d’autres paramètres ont également
permis d’établir des cartes régionales de fCO 2 , notamment en Atlantique nord [Lefèvre et al.,
2005]. Les régressions sont valables surtout régionalement et mettent en évidence le processus
dominant la variabilité de fCO 2 . Un gros inconvénient de cette méthode apparaît lors de
l’assemblage des différentes régions, comme par exemple dans l’Atlantique nord où la région
Arctique et la région de la dérive Nord Atlantique présentaient une discontinuité à la frontière.
Cette méthode n’est pas adaptée pour construire des cartes de fCO 2 à l’échelle d’un bassin
océanique mais s’avère utile pour estimer le flux de CO 2 et les processus dominants la
variabilité de fCO 2 dans des petites zones. Le nombre grandissant de données a permis
d’envisager une approche neuronale pour établir des cartes à l’échelle d’un bassin. La
comparaison de cette méthode avec les régressions linéaires a montré une meilleure prédiction
de fCO 2 . Les changements de processus dominants d’une zone à une autre sont pris en compte
lors de la phase d’apprentissage du réseau de neurones. Les cartes obtenues présentent des
structures de petites échelles qui apparaissent dans les champs d’entrée, notamment avec des
variables obtenues par satellite (comme la SST). Il est actuellement difficile de déterminer si
ces structures sur fCO 2 sont réelles, elles restent à valider avec des observations de fCO2.
Néanmoins, cette approche est prometteuse et a été étudiée récemment à l’aide d’un modèle en
Atlantique nord [Friedrich and Oschlies, 2009]. Selon cette étude, reproduire les forts gradients
de fCO 2 en Atlantique nord est un problème plus important que celui de l’échantillonnage
actuel avec les navires marchands, même si celui-ci est insuffisant.
Un autre point important de l’étude du cycle du carbone est l’évolution temporelle du puits de
CO 2 océanique. L’acquisition de données lors de campagnes océanographiques et des voyages
des navires marchands a permis d’évaluer l’évolution temporelle de fCO 2 . Grâce à la base de
données construite lors de CAVASSOO, la possibilité d’une décroissance du puits de CO a été 2
39

mise en évidence alors que l’augmentation continue du CO 2 dans l’atmosphère laissait supposer
une augmentation du gradient air-mer de CO 2 et donc du puits de CO2 en Atlantique nord.
D’autres études ont conduit à un résultat similaire [e.g. Corbière et al., 2007] et les hypothèses
utilisées pour la climatologie ont dû être revues [Takahashi et al., 2009].
Les réseaux d’observations de CO 2 génèrent une quantité importante de données qui devraient
permettre de mieux caractériser les régions échantillonnées par les navires marchands ainsi que
l’évolution de fCO 2 dans le temps. Les données historiques de fCO2, celles collectées lors des
projets CAVASSOO et CARBOOCEAN sont actuellement regroupées dans une base de
données internationale afin de pouvoir construire un atlas des données de fCO 2 de surface
(projet SOCAT, Surface Ocean CO 2 Atlas). Ce jeu de données doit être contrôlé puis mis à la
disposition de la communauté. Des produits grillés doivent être développés et seront
particulièrement utiles aux modélisateurs. Des groupes régionaux ont été créés pour
l’Atlantique, le Pacifique nord, le Pacifique sud et équatorial, l’océan austral, l’océan Indien et
l’océan côtier. Ces groupes doivent identifier les principales questions scientifiques relatives
aux régions mais aussi globalement. La base de données sera progressivement alimentée avec
les nouvelles données collectées dans les prochaines années.
40

II PERSPECTIVES
1. Le réseau d’observations et les données collectées
1.1. Les navires marchands
Le réseau d’observations mis en place lors du projet CAVASSOO a conduit à ajouter deux
lignes supplémentaires lors du projet CARBOOCEAN. Fin 2005 le MN Toucan, ligne France-
Guyane, a été équipé d’un système automatique de mesures de fCO 2 mais il a dû être démonté
et installé sur le MN Colibri car le MN Toucan n’avait pas de voyages prévus vers la Guyane.
Le MN Colibri a effectué des voyages à partir de 2006 de façon plus ou moins régulière, selon
les besoins d’Ariane Espace qui utilise les MN Colibri et MN Toucan pour l’approvisionnement
des pièces de la fusée Ariane. Des problèmes techniques sur le système CO 2 (pannes de la carte
mère, d’une électrovanne, du détecteur infrarouge) ont également limité le nombre de données
collectées. Des données de fCO 2 ont été acquises et traitées de 2006 à 2009 (tableau 7) mais
parfois les voyages ne sont pas complets à cause des pannes du système. Ainsi lors du voyage
Kourou-Le Havre de juin 2007, le problème sur la carte mère est apparu peu de temps après le
départ de Kourou si bien que les données s’arrêtent à 9 o N.
Tableau 7. Voyages France - Guyane du MN Colibri comportant des données de fCO 2.
Date
Trajet
25 février-6 mars 2006 Le Havre – Kourou
8-26 mars 2006 Kourou – Le Havre
23-31 décembre 2006 Le Havre – Kourou
23 février – 2 mars 2007 Le Havre – Kourou
12 – 30 avril 2007 Le Havre – Kourou
7 – 15 mai 2007 Kourou – Le Havre
11 – 19 juin 2007 Le Havre – Kourou
22 – 23 juin 2007 Kourou – Le Havre
20 – 26 août 2007 Le Havre – Kourou
22 – 31 mars 2008 Le Havre - Kourou
25 juin – 5 juillet 2008 Le Havre – Kourou
19 – 26 juillet 2008 Kourou – Le Havre
22 février – 3 mars 2009 Le Havre – Kourou
7 – 17 mars 2009 Kourou – Le Havre
Ces données sont en cours d’exploitation et les premiers résultats obtenus dans l’Atlantique
tropical ouest seront décrits plus loin.
Un système de mesures pour la deuxième ligne prévue a été construit par General Oceanics,
aux Etats-Unis, dans le cadre de CARBOOCEAN. Le navire marchand initialement identifié
pour la deuxième ligne supplémentaire du réseau de CARBOOCEAN était le CGM Pasteur qui
a changé de route. Le système a donc été installé fin 2007 sur le Monte Olivia. Suite aux délais
de fabrication du système et du changement de navire, l’acquisition des données de fCO 2 est
récente. Par contre, l’embarquement de deux scientifiques deux fois par an pour le programme
ARAMIS (Altimétrie sur un Rail Atlantique et Mesures In Situ) de Sabine Arnault a permis de
prélever des échantillons d’eau de mer pour l’analyse du carbone inorganique dissous (DIC) et
de l’alcalinité (TA) au Service National d’Analyse des Paramètres Océaniques du CO 2
(SNAPO-CO 2 ). Le Monte Olivia devait changer de route et le système a été démonté au mois
de mars 2008, puis nous avons appris qu’en fait il restait un an de plus sur la ligne France-
41

Brésil donc le système a été réinstallé sur le navire en juillet 2008. Le Monte Olivia ayant
changé de route à partir d’avril 2009, le système a été démonté et un autre navire doit être
identifié afin de reprendre l’acquisition des données sur ce trajet. A partir de juillet 2008, les
voyages du Monte Olivia étaient réguliers et malgré des problèmes techniques, un jeu de
données important a été collecté (tableau 8).
Tableau 8. Voyages France – Brésil du Monte Olivia comportant des données de fCO 2.
Date
Trajet
27-28 janvier 2008 Le Havre – Santos
Démontage et réinstallation du système
12-20 juillet 2008 Le Havre – Santos
4-12 août 2008 Santos – Le Havre
3 – 13 octobre 2008 Le Havre – Santos
27 octobre – 6 novembre 2008 Santos – Le Havre
14 – 21 novembre 2008 Le Havre – Santos
6 – 16 décembre 2008 Santos – Le Havre
27 décembre 2008 – 5 janvier 2009 Le Havre – Santos
18 – 28 janvier 2009 Santos – Le Havre
Contrairement au MN Colibri, le Monte Olivia parcourt rigoureusement le même trajet à
l’aller comme au retour (figure 25) ce qui offre la possibilité de comparer l’évolution de fCO 2
au cours du temps sans avoir de biais dû à l’échantillonnage.
Figure 25. Distribution de fCO 2 à partir des données collectées sur les navires marchands
MN Colibri et Monte Olivia pendant le projet CARBOOCEAN.
Les données collectées par ces deux navires seront exploitées afin de déterminer la variabilité
saisonnière de fCO 2 le long des trajets des bateaux. Le stage de M. Jelassi a consisté à examiner
les premières campagnes du MN Colibri mais cette étude doit être reprise avec un jeu de
données plus complet.
42

Un des objectifs de CARBOOCEAN est de mieux quantifier le flux air-mer de CO 2 dans
l’Atlantique nord à partir des données collectées par les navires marchands. Actuellement
aucune synthèse de données incluant tous les navires marchands n’a été effectuée. La validation
des données obtenues ainsi que le regroupement dans la base SOCAT devraient permettre
d’atteindre cet objectif rapidement.
1.2. Les séries temporelles en point fixe
Dans le cadre de CARBOOCEAN, deux séries temporelles ont été mises en place en
Atlantique tropical. Les séries temporelles sont importantes pour pouvoir caractériser la
variabilité naturelle et les tendances à long terme de fCO 2 dans l’océan. C’est ainsi que
l’augmentation du DIC dans les eaux de surface a été mise en évidence à la station BATS grâce
à un échantillonnage mensuel sur 14 ans. Les stations de mesures permettent de déceler les
éventuels changements sur fCO 2 et peuvent résoudre une large gamme d’échelle temporelle. Le
programme SOLAS/ IMBER, notamment, recommande des mesures quasi continues afin
d’échantillonner tout le spectre de variabilité temporelle ainsi qu’une augmentation du nombre
de ces plates formes d’observations. Actuellement les stations sont surtout concentrées dans
l’Atlantique nord. Un recensement des stations existantes à l’échelle mondiale a été effectué par
IOCCP. La carte de l’Atlantique montre le contraste entre les deux hémisphères (figure 26). La
seule station dans l’Atlantique tropical, avant la mise en place des stations PIRATA dans
CARBOOCEAN, était la station CARIACO située près de la mer des Caraïbes.
Figure 26. Positions des différentes stations de l’océan Atlantique où des paramètres du
carbone sont mesurés (d’après l’inventaire dressé par IOCCP, http://www.ioccp.org).
La première série temporelle a démarré à 6 o S, 10 o W en juin 2006. Le premier capteur a
fonctionné parfaitement et l’étalonnage retour, après un an de mesures, coïncidait avec
l’étalonnage aller. Aucune dérive n’a été constatée. Le deuxième capteur installé en juin 2007 a
présenté une dérive assez importante ainsi que quelques disfonctionnements suite à une entrée
d’eau dans le boîtier aérien du système. La calibration donne des valeurs trop fortes en CO 2 . Le
troisième capteur, installé en septembre 2008 a fonctionné correctement jusqu’en décembre
2008 puis s’est arrêté à cause d’un problème électronique. Il doit être changé lors de la
43

prochaine campagne PIRATA de juin 2009. Malgré certains problèmes de fonctionnement une
longue série temporelle est disponible (figure 27) et sera exploitée dans le cadre de la thèse de
Gaëlle Parard.
Figure 27. Evolution de fCO 2 de juin 2006 à décembre 2008 en fonction du jour de l’année à
6 o S, 10 o W, la valeur atmosphérique moyenne de 2006 est indiquée en pointillés.
Le deuxième capteur a été installé à 8 o N, 38 o W en avril 2008 et a dérivé. Il a été remplacé en
mars 2009 lors de la campagne brésilienne PIRATA. Il est en cours de rapatriement pour
calibration à la DT INSU.
1.3 Les synthèses de données
Une autre activité importante de CARBOOCEAN est la constitution d’une base de données à
partir des données existantes et de celles collectées par le réseau de navires marchands. Cette
activité s’est développée au-delà du projet CARBOOCEAN avec le projet SOCAT qui
s’intéresse aux données à l’échelle mondiale. La contribution de CARBOOCEAN à SOCAT est
un résultat majeur de ce projet et très important pour la communauté internationale. La base de
données va être validée et mise à la disposition de la communauté dans les prochains mois. La
constitution de groupes régionaux pour l’Atlantique, le Pacifique nord, le Pacifique sud et
équatorial, l’océan austral, l’océan Indien et l’océan côtier va permettre d’identifier les
questions scientifiques propres à chaque région. Je suis co-responsable avec Ute Schuster du
groupe régional Atlantique.
Un premier examen de la base de données, effectué sur la version de la base disponible en
mai 2008, montre la distribution trimestrielle des données de fCO 2 pour l’Atlantique entre 30 o N
et 40 o S (figure 28). Bien que cette version de la base soit préliminaire, le manque de données en
Atlantique tropical et dans l’Atlantique sud apparaît nettement et un effort d’échantillonnage
dans ces régions est nécessaire pour les prochaines années afin d’obtenir une estimation précise
du flux air-mer de CO 2.
44

Figure 28. Distribution des données de fCO 2 de la base SOCAT de 30 o N à 40 o S par trimestre.
Parallèlement à ma contribution au réseau d’observations de CO 2 et à la synthèse de données
au niveau international, je vais poursuivre l’exploitation des données collectées lors du projet
CARBOOCEAN et des projets LEFE pour mieux comprendre les mécanismes affectant la
variabilité de fCO 2 en Atlantique tropical. Le projet « variabilité des paramètres du CO2 dans
l’Atlantique tropical » financé par LEFE CYBER (2009-2012) comporte plusieurs actions
décrites ci-dessous, dont certaines sont menées en collaboration avec les pays du sud,
notamment sur le golfe de Guinée (collaboration avec la Côte d’Ivoire) et l’Atlantique tropical
ouest (collaboration avec le Brésil).
2. Etude de la variabilité haute fréquence
2.1. Les observations
L’accès relativement récent à la variabilité haute fréquence a donné lieu à des études sur le
cycle diurne de fCO 2 notamment en milieu côtier [e.g. Leinweber et al., 2009] et dans
l’Atlantique nord-est [Merlivat et al., 2009]. Bien qu’il puisse être très important en milieu
côtier avec des amplitudes qui peuvent atteindre 70 μatm [Copin-Montégut et al., 2004] par
rapport aux amplitudes en océan ouvert, les variations diurnes ont pu être utilisées pour estimer
la production biologique à partir des données du capteur CARIOCA [Merlivat et al., 2009].
Les mesures de CO 2 et d’oxygène dans l’océan de surface, aux bouées du réseau PIRATA
(figure 29a), ont mis en évidence une variabilité haute fréquence peu documentée actuellement,
faute de mesures. Ainsi à 6 o S, 10 o W un cycle diurne est visible sur les enregistrements de CO 2
(figure 29b) et d’oxygène. Le cycle diurne de fCO 2 dans l’océan est principalement contrôlé par
la température mais les processus biologiques peuvent le modifier de façon significative. Une
première exploitation de la série de fCO 2 obtenue à 6 o S, 10 o W en 2006 a mis en évidence les
processus biologiques et thermodynamiques gouvernant la variabilité de fCO 2 à cette échelle de
temps [Lefèvre et al., 2008]. L’impact de la variabilité haute fréquence sur le flux air-mer de
CO 2 sera étudié dans la thèse de G. Parard.
45

Les mesures d’oxygène dissous devraient permettre d’apporter des informations
complémentaires sur les processus biologiques et seront exploitées dans le cadre de cette thèse.
L’impact de la variabilité intra-saisonnière (ondes d’instabilité) sur fCO reste aussi à étudier.
2
a) b)
Figure 29. a) Bouées du réseau PIRATA, les flèches en traits pleins indiquent les bouées
actuellement équipées d’un capteur CO2 (6 o S, 10 o W et 8 o N, 38 o W) et la flèche en traits
pointillés indique la bouée envisagée pour l’installation d’un capteur CO 2 . b) variations de
o
fCO2 (en rouge) et SST (en bleu) sur la bouée à 6 S, 10 o W du 2 novembre au 2 décembre 2006
(à droite).
Les données préliminaires (non calibrées) du capteur à 8 o N, 38 o W ne présentent pas un cycle
diurne aussi marqué qu’à 6 o S, 10 o W.
2.2. Modélisation à une dimension
Lors de la campagne EGEE 3 de juin 2006, des mesures de flux ont été effectués et un modèle
unidimensionnel basé sur le modèle de Gaspar et al. [1990] a été développé pour reproduire la
variabilité haute fréquence des paramètres physiques aux mouillages PIRATA à 0 o , 6 o S et 10 o S
du méridien 10 o W [Wade et al., 2009]. Le modèle a pu être validé avec les mesures effectuées
pendant 24 heures à ces points fixes.
Lors du stage de Nadia Mkhinini les équations du cycle de carbone ont été incorporées dans
ce modèle afin de pouvoir simuler la variabilité haute fréquence à 6 o S, 10 o W. Ce modèle est
actuellement repris par Gaëlle Parard dans le cadre de sa thèse. L’oxygène a été introduit
récemment dans le modèle et les premières simulations montrent un bon accord entre les
valeurs mesurées et l’oxygène modélisé (figure 30). Le modèle permettra de déconvoluer les
processus physiques des processus biologiques.
46

Figure 30. Simulations de l’oxygène dissous et de la SST (en bleu) comparées aux
observations à 6 o S, 10 o W (en vert) du 30 août au 11 septembre 2006 (thèse Gaëlle Parard).
Les données des bouées et des navires marchands vont permettre de mieux documenter la
variabilité de fCO 2 dans l’Atlantique tropical à différentes échelles de tempsdans les prochaines
années.
3. L’Atlantique tropical
3.1. Caractéristiques de la zone
L’Atlantique équatorial présente une distribution de pCO 2 différente de celle du Pacifique
équatorial. Alors que pCO 2 décroît d’est en ouest ainsi que la concentration en nitrates dans le
Pacifique, les campagnes FOCAL ont mis en évidence une augmentation de CO 2 d’est en ouest
dans l’Atlantique équatorial associé au réchauffement de l’eau de surface. D’autre part lors de
l’upwelling équatorial en Atlantique les nitrates sont rapidement consommés et leur
concentration est proche de zéro en surface. La radiale à 4 o 30’S de la campagne Cither 1
(janvier-mars 1993) illustre bien cette augmentation de pCO 2 d’est en ouest (figure 31) avec
une valeur moyenne de pCO 2 de 397 μatm de 15 o W à 12 o E tandis qu’à l’ouest de 15 o W elle
atteint 419 μatm.
Latitude
10 o N
8 o N
6 o N
4 o N
2 o N
0 o
2 o S
4 o S
6 o S
8 o S
10 o S
Cither 1 (Jan−Mar 1993)
60 o W 54 o W 48 o W 42 o W 36 o W 30 o W 24 o W
Longitude
18 o W 12 o W 6 o W 0 o 6 o E 12 o E
420
400
380
360
340
47

Figure 31. Distribution de pCO 2 lors de la campagne Cither 1 (janvier-mars 1993) d’après
les données de Oudot et al. [1995b].
Une autre caractéristique mise en évidence lors de la campagne Cither 1 est le contraste entre
la radiale à 4 o 30’S et celle à 7 o 30’N avec des valeurs de pCO 2 beaucoup plus fortes au sud
(>400 μatm) qu’au nord. La distribution de fCO 2 sur le trajet du Monte Olivia montre aussi ce
contraste nord-sud (figure 25). Les deux radiales de Cither 1 échantillonnent des courants de
surface différents avec au nord le contre courant équatorial nord (NECC) et au sud le courant
équatorial sud (SEC) qui sont les principaux courants zonaux de surface en Atlantique tropical
(figure 32). Le courant équatorial sud transporte des eaux de l’upwelling qui se réchauffent lors
de l’advection d’est en ouest.
Figure 32. Représentation des courants moyens en Atlantique tropical d’après Richardson et
al. [1992]. NEC North Equatorial Current, NECC North Equatorial Counter Current, NBC
North Brazil Current, SEC South Equatorial Current, BC Brazil Current, GC Guinea Current,
CC Caribbean Current.
La température est un paramètre important pour expliquer les variations de pCO 2 et le rôle de
la salinité est habituellement négligé car ses variations sont très faibles en général et n’affectent
donc pas la distribution de fCO 2 . Ce n’est pas le cas dans les régions équatoriales où de fortes
variations de salinité se produisent. En effet, la présence de la zone de convergence
intertropicale (ITCZ) apporte des précipitions abondantes ce qui décroît la salinité de surface de
façon significative. Oudot et al. [1987] ont mis en évidence des corrélations entre pCO 2 et la
salinité de surface (SSS) lors des campagnes FOCAL. L’ITCZ migre saisonnièrement et se
déplace vers le nord en juillet tandis qu’elle se situe plus au sud en février (figure 33). Elle
explique les faibles salinités observées dans le contre courant équatorial nord (NECC) qui se
situe approximativement entre 2-4 o N et 10 o N dans l’Atlantique. La distribution de la salinité
explique le gradient de pCO 2 observé entre les deux masses d’eau. L’effet de salinité seul
conduit à une décroissance de fCO de 4% par unité de salinité [Weiss et al., 1982].
2
48

Figure 33. Positions extrêmes de la zone de convergence intertropicale
Les fortes précipitations liées à la présence de l’ITCZ n’expliquent pas la totalité des apports
en eau douce dans cette région. La décharge fluviale contribue à décroître la salinité de surface.
L’Atlantique tropical reçoit les plus grands fleuves avec l’apport de l’Amazone (20% des
apports fluviaux mondiaux), l’Orénoque (8 o N, 60 o W) et le Congo (6 o S, 11 o E). Le rôle de cet
impact des fleuves a été très peu étudié. Or, outre l’apport d’eau douce, les fleuves déversent
des quantités importantes de sels nutritifs dans l’océan. Près de l’embouchure de l’Amazone,
quand les eaux fluviales, turbides, se mélangent aux eaux océaniques une production biologique
importante peut démarrer. Des floraisons de diatomées ont été observées [Demaster and Pope,
1996] ainsi qu’un puits de CO 2 [Cooley et al., 2007; Cooley and Yager, 2006; Körtzinger, 2003;
Ternon et al., 2000].
3.2. Rôle de la salinité
Les campagnes du MN Colibri ont permis d’acquérir des données de fCO 2 dans l’Atlantique
ouest au large de la Guyane. Cette série de mesures a été complétée par les campagnes zonales
PLUMAND d’octobre 2007 et Transit NECC en août 2008 (figure 34a). Des échantillons pour
l’analyse de DIC et TA ont été prélevés lors de la campagne AMANDES 1 (projet ANR
AMANDES de C. Jeandel) sur le plateau continental guyanais.
Ces premières observations faites dans le cadre de CARBOOCEAN et des projets LEFE ont
confirmé le rôle important de la salinité dans la variabilité de fCO 2 . Ternon et al. [2000] ont
exprimé fCO 2 en fonction de la salinité pour l’Atlantique ouest lors des campagnes SABORD et
Etambot de septembre-octobre 1995 et avril-mai 1996 avec une variation de 11 μatm/ psu.
Körtzinger [2003] a trouvé une relation similaire, avec une pente de 13 μatm/ psu à partir de
données le long de 10 o N, en octobre-novembre 2002, pour les eaux de salinités inférieures à 35.
Les récentes campagnes de 2006 à 2008 montrent une forte corrélation entre les paramètres du
carbone (DIC, TA, fCO 2) et la salinité de surface. La relation fCO2-S montre une assez grande
dispersion (figure 34b) et un plus grand jeu de données sera nécessaire afin de déterminer s’il
existe une variabilité saisonnière. La droite de régression pour des salinités inférieures à 35
donne une pente de 15 μatm/ psu :
2
fCO = 15.66 (±0.097) * S -161.17 (±3.04) r = 0.92 (22)
2
et est donc légèrement plus forte que celles obtenues par Ternon et al. [2000] et Körtzinger
[2003].
49

a)
b)
Figure 34. a) Trajets du MN Colibri et des campagnes Plumand, Transit NECC (T08) et
Amandes 1 avec stations de prélèvements de DIC et TA. b) Variations de fCO 2 en fonction de la
salinité de surface dans la région à l’ouest de 30 o W et au sud de 12 o N.
Une étude est en cours dans l’Atlantique tropical ouest pour estimer l’influence de l’Amazone
sur la distribution de fCO 2 . Pour quantifier le mélange des eaux amazoniennes il est nécessaire
de connaître les teneurs en DIC et TA de l’Amazone. Actuellement très peu de mesures existent
et des hypothèses doivent être faites afin de caractériser la source amazonienne. Des mesures
devraient être effectuées dans les prochaines années ce qui permettrait d’affiner le calcul du
mélange des eaux océaniques et amazoniennes.
Les observations ne permettent pas de séparer l’impact de l’Amazone de celui de l’ITCZ
puisque l’Amazone et l’ITCZ apportent de l’eau douce à l’océan. L’apport de sels nutritifs par
les rivières et son impact sur la production primaire ont été étudiés avec un modèle global et des
flux annuels de nutritifs [Cotrim da Cunha et al., 2007; Giraud et al., 2008]. Un modèle
régional configuré pour l’Atlantique tropical, ROMS-PISCES, sera développé afin de pouvoir
simuler l’apport amazonien de façon plus précise, avec des débits mensuels du fleuve, et
quantifier son impact sur la distribution de CO 2 dans l’Atlantique tropical. Ce modèle permettra
également d’étudier l’impact d’une sécheresse du bassin amazonien sur la production
océanique. Est-ce qu’une réduction de la crue amazonienne réduit l’apport des sels nutritifs à
l’océan et limite la production primaire et donc l’absorption de CO 2
Dans le cadre du stage d’Antoine Derché, le modèle ROMS a été utilisé dans une
configuration Atlantique tropical à 0.5 degré de résolution et 32 niveaux sur la verticale avec un
forçage climatologique. Il s’agissait dans un premier temps de valider la physique du modèle
avant de faire tourner ROMS avec le modèle PISCES. Le modèle permet de reproduire les
faibles salinités qui sont transportées en octobre vers l’est du bassin (figure 35).
50

Figure 35. Simulation de la salinité de surface de 20 o S à 20 o N pour une configuration ROMS
à 0.5 degré en octobre (stage Antoine Derché).
Les simulations ont été comparées aux observations faites aux différents mouillages PIRATA
à l’équateur (10 o W, 23 o W, 35 o W) et à 6 o S, 10 o W pendant 10 ans environ, sur les 200 premiers
mètres. La comparaison est satisfaisante comme le montre l’exemple ci-dessous pour les six
premiers mois à 6 o S, 10 o W (figure 36).
Figure 36. Comparaison sur un semestre, de janvier à juin, des températures observées à la
bouée PIRATA à 6 o S, 10 o W (en bleu) avec les profils initiaux du modèle (en vert) et après 10
ans de simulation (en rouge) sur les 200 premiers mètres (stage Antoine Derché).
51

Le modèle régional sera tout d’abord testé avec le code PISCES et les forçages
climatologiques afin de valider les paramètres biogéochimiques (chlorophylle a, carbone
inorganique dissous, alcalinité) dans l’Atlantique tropical. Le modèle sera ensuite utilisé avec
des forçages interannuels. Il sera nécessaire d’introduire les apports amazoniens afin de tester
l’impact du fleuve sur les propriétés biogéochimiques dans l’océan. Le modèle ROMS-PISCES
offre la possibilité de faire un zoom sur une région particulière, comme l’embouchure de
l’Amazone, à l’intérieur du modèle Atlantique tropical plus basse résolution.
3.3. Estimation du flux air-mer de CO à l’échelle du bassin
2
L’étude des processus affectant la variabilité de fCO 2 dans l’océan et l’augmentation des
mesures dans l’Atlantique tropical permettront une meilleure estimation du flux air-mer de CO 2
dans cette région.
Les cartes mensuelles du flux de CO 2 [Takahashi et al., 2002 ; 2009] fournissent une
estimation du flux air-mer de CO 2 à l’échelle de l’Atlantique tropical. Les climatologies
indiquent bien une différence entre la zone du SEC et celle du NECC mais ces régions restent
des sources de CO 2 tout le long de l’année (figure 37). L’analyse objective avait estimé un flux
air-mer de CO 2 en Atlantique tropical inférieur à celui obtenu par la climatologie de Takahashi
et al. [2000] spécialement aux deux derniers trimestres au moment où la rétroflexion du courant
nord Brésil entraîne les eaux amazoniennes vers la côte africaine. Une explication possible pour
cette différence est un manque d’échantillonnage de la zone du contre courant équatorial nord.
50
40
NECC 02
SEC 02
NECC 09
SEC 09
ΔfCO 2 (μatm)
30
20
10
0
Jan Feb Mar Apr May Jun Jul Aug Sep Oct Nov Dec
Figure 37. Moyennes mensuelles de la différence de fCO 2 (ΔfCO2) entre l’océan et
l’atmosphère dans le NECC (2 o N-10 o N) et le SEC (10 o S-2 o N), d’après les climatologies de
Takahashi et al. [2002, 2009].
Lors de la campagne PLUMAND qui s’est déroulée le long de 7 o 30’N en octobre 2007 lors
de la rétroflexion du courant Nord Brésil, des sous-saturations en CO 2 ont été observées dans le
NECC, la plus forte se trouvant dans la partie ouest du bassin soumise à l’influence de
l’Amazone (figure 38). En août 2008 des valeurs encore plus faibles ont été mesurées lors du
transit de la Guyane vers le Bénin. Pendant le transit de 2008 le NECC avait une composante
zonale ouest-est beaucoup plus forte que lors de la campagne PLUMAND. La climatologie de
Takahashi et al. [2009] ne montrent pas les sous saturations en CO 2 observées à l’ouest du
bassin lors de la période de la rétroflexion du NBC (figure 38). Un manque de données dans
Mois
52

cette zone et/ ou la résolution de la climatologie qui couvre 4 degrés de latitude par 5 degrés de
longitude peuvent expliquer cette différence car malgré le peu de campagnes réalisées dans
cette zone, un puits de CO 2 a été observé en Atlantique ouest près de l’embouchure de
l’Amazone [Cooley et al., 2007; Cooley and Yager, 2006; Körtzinger, 2003; Ternon et al.,
2000].
Figure 38. Variations en fonction de la longitude de ΔfCO 2 (fCO 2 océan – fCO 2 atm ) en août et
octobre d’après la climatologie de résolution 5 o longitude x 4 o latitude de Takahashi et al.
[2009] le long de 8 o N (6 o N-10 o N), et lors des campagnes PLUMAND le long de 7 o 30’N
(octobre 2007) et du transit d’août 2008 le long de 7 o N. Les valeurs négatives de ΔfCO 2
correspondent à un puits de CO 2 pour l’atmosphère.
La distribution des sources et des puits de CO 2 reste à examiner dans l’Atlantique tropical et
notamment:
• Quelle est l’extension spatio-temporelle des régions sous-saturées en Atlantique
tropical
• Quel est l’impact de ces zones de sous saturations sur la source de CO 2 A-t-on
surestimée la source de CO en Atlantique tropical
2
Deux estimations du flux air-mer de CO 2 pourront être obtenues en Atlantique tropical. Le
modèle ROMS-PISCES fournira des cartes de fCO 2 qui seront comparées aux observations
faites dans la région et qui permettront de faire une estimation du flux de CO 2 . Une deuxième
approche sera basée sur les observations et consistera à les interpoler pour établir des cartes de
flux de CO 2 . L’approche par réseau de neurones a montré des résultats encourageants et sera
utilisée et testée pour l’Atlantique tropical. Un réseau de neurones similaire à celui de Lefèvre
et al. [2005] a été utilisé en Atlantique nord avec SST, chlorophylle, temps et position (latitude
et longitude) comme paramètres d’entrée du réseau [Friedrich and Oschlies, 2009]. La méthode
a été appliquée aux observations fournies par le modèle haute résolution (1/12 o x 1/12
o
cos(latitude)) de Oschlies et al. [2000]. Le modèle a été échantillonné à partir des trajectoires
des navires marchands et ces observations ont servi pour l’apprentissage du réseau de neurones.
Les champs d’entrée (SST et chlorophylle) sont obtenus par le modèle et simulent les données
des satellites. Le réseau de neurones reproduit pCO 2 de façon satisfaisante et l’échantillonnage
effectué à partir du modèle permet de déterminer si la stratégie d’échantillonnage est adéquate.
Cette étude conclut que les larges gradients de pCO 2 ne sont pas bien reproduits et que combler
53

les trous de données est d’une importance secondaire même si un accroissement des mesures
améliore sensiblement les cartes de pCO 2 . La prise en compte de mesures faites à deux stations
en Atlantique nord dans des régions de forte variabilité améliore les résultats. Un autre résultat
intéressant de cette étude est la nécessité de prendre en compte la latitude et la longitude dans le
réseau de neurones alors que ces variables ne représentent pas un processus physique affectant
la variabilité de fCO 2 . L’introduction de la variable couche de mélange ne parvient pas à
remplacer ces deux variables.
Une étude semblable à celle de Friedrich et Oschlies [2009] sera menée en Atlantique tropical
avec le réseau de neurones de Lefèvre et al. [2005] et le modèle ROMS-PISCES afin
d’identifier les régions à échantillonner en priorité. Les variables d’entrée du réseau de
neurones seront à déterminer et le rôle de la position dans les réseau de neurones reste à
évaluer.
4. Coopération avec les pays du sud
La coopération s’effectue avec le Brésil pour l’étude de l’Atlantique ouest et avec la Côte
d’Ivoire pour l’étude de l’Atlantique est, et plus particulièrement le golfe de Guinée.
4.1. L’Atlantique ouest
La variabilité de CO 2 en Atlantique tropical est dominée par l’upwelling équatorial et
l’influence des eaux douces (précipitations due à la présence de l’ITCZ et fleuves).
L’importance de l’upwelling fait de cette région une source de CO 2 pour l’atmosphère. Les
valeurs de fCO 2 au sud de l’équateur sont effectivement très élevées (>420 μatm) tout au long
de l’année. A l’est du bassin, l’upwelling apporte en surface des eaux riches en CO 2 qui sont
ensuite advectées vers l’ouest par le courant équatorial sud. Ce courant diverge ensuite en deux
courants : le courant du Brésil dirigé vers le sud et le courant Nord Brésil vers le nord (figure
39). Cette région est actuellement peu documentée et une coopération avec le Brésil se met en
place (projet IRD-CNPQ VATAPA, Variabilidade no Atlantico Tropical da Atividade
biogeoquimica e das Propriedades fisicas Associadas). L’objectif principal est de mieux
caractériser la circulation océanique et les propriétés biogéochimiques des masses d’eau dans la
zone de la divergence du SEC (figure 39). Cette zone joue un rôle important dans la circulation
océanique globale, notamment par le transfert de chaleur entre les deux hémisphères, et dans
l’évolution du climat du Nordeste brésilien.
54

Figure 39 Carte de la zone d’étude de l’Atlantique sud dans le cadre de la collaboration avec
le Brésil.
La distribution de fCO 2 dans la base de données SOCAT montre que l’Atlantique sud est une
région peu échantillonnée. En particulier, les propriétés biogéochimiques au voisinage de la
divergence du SEC ne sont pas connues. Cette divergence induit-elle un apport de sels nutritifs
en surface et une activité biologique La possibilité d’installer des capteurs CO 2 sur les
mouillages PIRATA permettraient de déterminer s’il existe des sous saturations de CO 2 dans
cette zone. Les campagnes PIRATA sont une opportunité pour mesurer fCO 2 en continu dans
l’Atlantique sud, notamment près de la récente extension au sud-ouest du réseau PIRATA,
PIRATA-SWE (en vert sur la figure 39).
Les études faites par les brésiliens dans l’Atlantique sud concernent essentiellement
l’océanographie physique. Le modèle ROMS a déjà utilisé à cet effet [Silva et al., 2009] et dans
le cadre de la coopération avec le Brésil pour la biogéochimie, il est prévu d’utiliser ROMS-
PISCES. Les brésiliens possèdent l’expertise de la mesure du CO 2 dans l’atmosphère avec un
réseau de mesures dans la forêt amazonienne et une station météorologique située sur l’archipel
brésilien St Pierre et St Paul à 1 o S, 29 o W qui mesure le CO 2 atmosphérique (projet FluTuA,
fluxos turbulentos sobre o Atlântico). Par contre, ils ont peu d’expertise dans la mesure du CO 2
dans l’océan et souhaitent développer cette thématique dans les prochaines années. Des appels
d’offres de collaboration entre la France (Agence Nationale de la Recherche, ANR) et le Brésil
(Fundaçao de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo FAPESPE et Fundaçao de Amparo à
Pesquisa do Estado de Pernambuco FACEPE) mentionnent notamment le suivi des propriétés
physiques et biogéochimiques dans l’océan Atlantique tropical pour détecter les changements
climatiques océaniques et sur les changements du cycle du carbone. Des observatoires à long
terme doivent se mettre en place pour la validation des modèles. Dans ce contexte il est prévu
de développer un laboratoire de mesures de fCO 2 dans l’océan au Brésil et d’installer des
capteurs CO 2 sur des mouillages PIRATA, en particulier sur l’extension sud-ouest, afin de
suivre l’évolution de fCO 2.
4.2. Le golfe de Guinée
A l’est du bassin, le Congo ainsi que les nombreuses rivières au nord du golfe de Guinée
entraînent des dessalures importantes. Dans le nord du golfe de Guinée (>2 o N), les eaux de
surface proviennent du NECC qui devient le courant de Guinée. Lors de la campagne EGEE 3
(27 mai-5 juillet 2006), fCO 2 a été mesurée en continu dans l’océan et dans l’atmosphère. La
valeur atmosphérique moyenne pendant la campagne était de 367 μatm. Des faibles fCO 2 ont
été mesurées dans ce courant de Guinée (figure 40). Ces faibles fCO 2 contrastent avec les fortes
valeurs de fCO observées au sud de l’équateur et dues à l’upwelling équatorial [Lefèvre, 2009].
2
55

Figure 40. Distribution de fCO lors de la campagne EGEE 3 de juin 2006.
2
Dans la partie sud du golfe de Guinée, le Congo apporte des eaux dessalées vers 6 o S qui ont
été enregistrées à la bouée PIRATA à 6 o S, 8 o E de juin 2006 à juin 2007, durée de vie de la
bouée. En décembre 2006 lors de la crue du Congo, des salinités inférieures à 30 ont été
observées. Toutefois, les upwellings (côtier et équatorial) se mélangent à ces eaux et les
mesures de fCO 2 enregistrées plus à l’ouest à la bouée PIRATA à 6 o S, 10 o W étaient sursaturées
en CO 2 avec une salinité supérieure à environ 35,4 tout au long de l’année ce qui indique que
les eaux du Congo ne sont pas advectées aussi loin vers l’ouest.
Dans le cadre du projet EGEE (composante océanique du programme international AMMA)
de Bernard Bourlès, des campagnes de mesures se sont déroulées dans le golfe de Guinée de
2005 à 2007 à raison de deux campagnes par an, en juin et en septembre. Nicolas Metzl a
organisé la collection d’échantillons d’eau de mer pour l’analyse de DIC et TA au SNAPO-
CO 2 . Urbain Koffi est actuellement en thèse en cotutelle (université de Cocody à Abidjan et
université Paris 6) pour étudier la variabilité des paramètres du carbone grâce à ces mesures
EGEE. Il s’est focalisé sur la variabilité de surface de ces paramètres. Les premiers résultats
montrent un gradient nord – sud sur la température, la salinité, DIC et TA. Lors de toutes les
campagnes EGEE le courant de Guinée présentait des eaux chaudes, dessalées et relativement
pauvres en CO 2 . Ce gradient est illustré pour la campagne EGEE 5 de juin 2007 (figure 41) le
long de la radiale à 2 o E, car c’est lors de cette campagne que la radiale a été la mieux
échantillonnée, mais la structure est la même pour chaque EGEE. Les valeurs de DIC et TA
sont plus fortes au sud de l’équateur.
Figure 41. Distribution de TA et DIC entre 6°N et 6°S pendant ÉGÉE 5 en juin 2007 le long
de la radiale 2°E (thèse Urbain Koffi).
56

Une normalisation de l’alcalinité à une salinité de 35 fait disparaître le gradient nord – sud sur
cette variable ce qui montre qu’il est dû uniquement à un effet de dilution, les eaux du courant
de Guinée étant dessalées à cause des précipitations et des apports des rivières. Par contre une
normalisation du DIC ne supprime pas complètement ce gradient. La salinité n’est donc pas
seule responsable du gradient de DIC. Les valeurs restent légèrement plus fortes au sud en
raison d’un apport de DIC via l’upwelling. L’importance de la salinité sur ces paramètres a
conduit à rechercher des relations empiriques.
L’alcalinité est corrélée ave la salinité de surface et une relation TA-S a pu être établie pour
toute la région du golfe de Guinée (10 o S-10 o N, 10 o E-10 o W) à partir des observations EGEE :
2
TA = 65.522 (±0.771) * S + 2.5009 (±27.2276) r = 0.974 (23)
Cette relation ne présente pas de variation saisonnière. Au sud, le courant équatorial sud
(SEC) a des eaux riches en CO 2 plus froides et plus salées en raison de l’influence des
upwellings équatorial et côtier (Angola-Gabon) et la salinité seule ne permettait pas d’obtenir
une relation satisfaisante pour DIC. La température de surface a été introduite pour exprimer le
DIC en fonction de S et SST:
2
DIC = 51.71 (±2.16)* S -12.79 (±0.89) * SST + 507.82 (±91.32) r = 0.90 (24)
Ces relations permettent, à partir des températures et salinités de surface, de construire des
champs de DIC et TA et de calculer fCO 2 pour cette région. Un article est en cours de rédaction
sur ce sujet. Les estimations obtenues seront comparées à la climatologie de Takahashi et al.
[2009] et le flux de CO 2 sera calculé pour la région avec les cartes de coefficients d’échange de
Boutin et al. [2009].
Les campagnes de maintenance du réseau PIRATA se déroulent chaque année dans le golfe
de Guinée. Des prélèvements d’eau de mer pour l’analyse du carbone inorganique dissous et de
l’alcalinité seront effectués lors de ces campagnes afin de continuer l’étude de la variabilité des
paramètres du carbone dans le golfe de Guinée et de suivre l’évolution à long terme de ces
paramètres.
5. Développement instrumental
Deux actions seront menées concernant le développement instrumental : la poursuite de
l’adaptation du capteur CARIOCA aux navires marchands et la mise au point d’un préleveur de
surface.
Le capteur CARIOCA est en cours de test sur le MN Colibri et a été décrit 1.3.2. Les résultats
obtenus sont prometteurs et il est prévu d’avoir le système infrarouge et le capteur en parallèle
pour un cycle saisonnier complet afin de valider le prototype.
Les observations de fCO 2 dans la couche de surface sont actuellement réalisées aux
profondeurs de la première bouteille de la rosette lors des campagnes océanographiques, ou à
celle du thermosalinographe ou de la prise d’eau de mer du bateau, ou encore à celle des bouées
dérivante ou fixe. La profondeur de prise d’eau peut donc varier entre 1,50 m et 10 m. Or, des
études ont montré l’existence d’un écosystème différent dans les premiers centimètres de
l’océan avec une respiration plus importante que la production primaire [Obernosterer et al.,
2005]. Un taux de respiration plus fort dans les premiers centimètres de l’océan et une
57

profondeur de 5m peut s’expliquer par l’existence de matériel biogénique flottant [Dandonneau
et al., 2008]. Ce processus entraînerait une augmentation de pCO 2 de 15 μatm pour un
prélèvement à 5 cm au lieu de 5 m [Calleja et al., 2005]. Il est actuellement difficile
d’échantillonner à cette profondeur et le projet GRABISU (Gradients Biogéochimiques en
Subsurface) d’Yves Dandonneau a pour but de construire un système permettant un tel
échantillonnage. Cet instrument, appelé le grabisu, était initialement prévu pour être poussé en
avant le bateau (figure 42a) mais a été tracté le long du bateau (figure 42b). Il pompe de l’eau
de mer en continu dans les premiers centimètres de l’océan grâce à des prises d’eau dans la
dérive.
a) b)
Figure 42. a) Schéma de principe du préleveur de surface (projet GRABISU). b) Photo du
préleveur de surface GRABISU tracté par l’Antea au-delà de la vague d’étrave lors de la
valorisation de transit en 2008.
L’instrument doit prélever au-delà de la vague d’étrave afin de ne pas pomper de l’eau
contaminée par le navire. Une planche de surf modifiée sert de base à cet instrument (figure
30b) et la pompe est actuellement située sur le pont du bateau. Sa tenue à la mer a déjà été
testée à bord de l’Antea lors des campagnes PLUMAND et de la valorisation de transit dans le
NECC en août 2008. Il reste maintenant à équiper l’instrument de capteurs de température et de
salinité afin de mesurer ces paramètres à la prise d’eau.
La mesure simultanée de fCO 2 au thermosalinographe et au Grabisu permettra de déterminer
s’il existe vraiment un gradient vertical de fCO 2 . Un tel gradient ne peut exister que dans des
conditions de mer calme. Il sera intéressant de mesurer fCO 2 et la salinité avec une bonne
résolution verticale lors de la propagation des eaux amazoniennes dans le NECC. Les eaux
amazoniennes plus légères se trouvent au-dessus des eaux océaniques puis se mélangent
progressivement lors de leur transport. L’activité biologique s’étant produite dans les eaux
amazoniennes, elle pourrait maintenir une faible fCO 2 par rapport aux eaux océaniques
tropicales sursaturées en CO . 2
58

III BIBLIOGRAPHIE
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Schiettecatte, K. Suykens, M. Koné, A.V. Borges, I.V. Lima, and S.C. Doney, Rapide
decline of the CO 2 buffering capacity in the North Sea and implications for the North
Atlantic Ocean, Global Biogeochemical Cycles, 21 (GB4001),
doi:10.1029/2006GB002825, 2007.
Torres, R., Carbon dioxide outgassing in coastal upwelling areas off northern and central Chile,
Göteborg university, Göteborg, 2001.
Torres, R., D.R. Turner, J. Rutllant, and N. Lefèvre, Continued CO 2 outgassing in an upwelling
area off northern Chile during the development phase of El Nino 1997-1998 (July
1997). Journal of Geophysical Research, 108 (C10), 2003.
65

Van Scoy, K.A., K.P. Morris, J.E. Robertson, and A.J. Watson, Thermal skin effect and the airsea
flux of carbon dioxide: A seasonal high-resolution estimate, Global Biogeochemical
Cycles, 9 (2), 253, 1995.
Wade, M., G. Caniaux, Y. Dupenhoat, M. Dengler, H. Giordani, and R. Hummels, A one
dimensional modelling study of the diurnal cycle in the tropical Atlantic at the PIRATA
buoys during the EGEE 3 campaign, Ocean Dynamics, Submitted, 2009.
Wanninkhof, R., E. Lewis, R.A. Feely, and F.J. Millero, The optimal carbonate dissociation
constants for determining surface water pCO 2 from alkalinity and total inorganic carbon,
Marine Chemistry, 65, 291-301, 1999.
Wanninkhof, R.H., Relationship between wind speed and gas exchange over the ocean, Journal
of Geophysical Research, 97 (C5), 7373-7382, 1992.
Watson, A.J., C. Robinson, J.E. Robertson, P.J.B. Williams, and M.J.R. Fasham, Spatial
variability in the sink for atmospheric carbon dioxide in the North Atlantic, Nature, 350,
50-53, 1991.
Weiss, R.F., CO 2 in water and seawater: the solubility of a non-ideal gas, Marine Chemistry, 2,
203-215, 1974.
Weiss, R.F., R.A. Jahnke, and C.D. Keeling, Seasonal effects of temperature and salinity on the
partial pressure of CO 2 in seawater, Nature, 300, 511-513, 1982.
Weiss, R.F., and B.A. Price, Nitrous oxide solubility in water and seawater, Marine Chemistry,
8, 347-359, 1980.
Winn, C.D., Y.H. Li, F.T. Mackenzie, and D.M. Karl, Rising surface ocean dissolved inorganic
carbon at the Hawaii Ocean time-series site, Marine Chemistry, 60 (1-2), 33-47, 1998.
Zhang, H., and R.H. Byrne, Spectrophotometric pH measurements of surface seawater at in-situ
conditions: absorbance and protonation behavior of thymol blue, Marine Chemistry, 52,
17-25, 1996.
66

IV LISTE DES TRAVAUX
Brevet
Brevet européen no 93907917.4 procédé pour la mesure de la concentration de gaz carbonique
dissous dans une eau de mer et dispositif pour sa mise en œuvre.
Publications dans revues à comité de lecture
Ciabrini J.P., N. Lefèvre and G. Michard (1991). Etude d'un indicateur permettant la mesure
colorimétrique du pH et de la pression partielle de dioxyde de carbone de l'eau de mer : la
thymolsulfonephtaléine. C. R. Acad. Sci. Paris, t.313, Série II, 629-633.
Gonzalez H.E., G. Daneri, D. Figueroa, J.L. Iriarte, N. Lefèvre, G. Pizarro, R. Quiñones, M.
Sobarzo and A. Troncoso (1998). Primary production and its fate in the pelagic food web
and deep-sea, and ocean-atmosphere CO 2 exchange in the northern Humboldt Current
(23 o S): possible effects of the 1997-98 El Niño in Chile. Rev. Chilena de Hist. Nat., 71, 429-
458.
Jamet, C., C. Moulin, and N. Lefèvre (2007), Estimation of the oceanic pCO 2 in the North
Atlantic from VOS lines in-situ measurements: parameters needed to generate
seasonally mean maps, Annales Geophysicae, 25, 1-11.
Lefèvre N. (2009), Low CO 2 concentrations in the Gulf of Guinea during the upwelling season
in 2006, Marine Chemistry, 113, 93-101.
Lefèvre, N., A. Guillot, L. Beaumont, and T. Danguy (2008) Variability of fCO 2 in the Eastern
Tropical Atlantic from a moored buoy, Journal of Geophysical Research, 113, C01015,
doi:10.1029/2007JC004146.
Lefèvre, N., A. J. Watson, A.R. Watson (2005). A comparison of multiple regression and neural
network techniques for the interpolation of in situ pCO data. Tellus, 57B, 375-384.
2
Lefèvre, N., A. J. Watson, A. Olsen, A. F. Ríos, F. F. Pérez T. Johannessen (2004). A decrease
in the sink for atmospheric CO 2 in the North Atlantic. Geophysical Research Letters, 31,
10.1029/2003GL018957.
Lefèvre, N., A.H. Taylor, F.J. Gilbert and R.J. Geider (2003). Modeling carbon to nitrogen and
carbon to chlorophyll a ratios in the ocean at low latitudes: Evaluation of the role of
physiological plasticity. Limnol. and Oceanog., 48(5), 1796-1807.
Lefèvre, N. and A.H. Taylor (2002). Estimating pCO 2 from sea surface temperatures in the
Atlantic gyres. Deep-Sea Research, 49(3), 539-554.
Lefèvre, N., J. Aiken, J. Rutllant, G. Daneri, S. Lavender and T. Smyth (2002). Observations of
pCO 2 in the coastal upwelling off Chile: spatial and temporal extrapolation using satellite
data. J. Geophys. Res., 107. 10.1029/2000JC000395.
Lefèvre, N., A.H. Taylor and R.J. Geider (2001). Phytoplankton physiology affects ocean
surface temperatures. Geophys. Res. Letters, 28, 1251-1254.
Lefèvre N. and G. Moore (2000). Distribution of the CO 2 partial pressure along an Atlantic
meridional transect. Progress in Oceanography, 45, 401-413.
Lefèvre N., A.J. Watson, D.J. Cooper, R.F. Weiss, T. Takahashi and S.C. Sutherland (1999).
Assessing the seasonality of the oceanic sink for CO 2 in the northern hemisphere. Global
Biogeochemical cycles, 13, 273-286.
Lefèvre N. and A.J. Watson (1999). Modelling the geochemical cycle of iron in the oceans and
its impact on atmospheric CO 2 concentrations. Global Biogeochemical Cycles, 13, (3), 727-
736.
Lefèvre N., G. Moore, J. Aiken, A.J. Watson, D.J. Cooper and R. Ling (1998). Variability of
pCO in the tropical Atlantic in 1995. Journal of Geophysical Research, 103, 5623-5634.
2
Lefèvre N. (1997) Objective mapping of the seasonal variability of ΔPCO 2 in the North Atlantic
ocean. The Global Atmosphere and Ocean System, 5, 247-271.
67

Lefèvre N., C. Andrié, Y. Dandonneau, G. Reverdin and M. Rodier (1994). PCO 2 , chemical
properties and estimated new production in the equatorial Pacific in January-March 1991. J.
of Geophys. Res., 99, 12639-12654.
Lefèvre N., J.P. Ciabrini, G. Michard, B. Brient, M. Duchaffaut, L. Merlivat (1993). A new
optical sensor for PCO 2 measurements in seawater. Marine Chemistry, 42, 189-198.
Lefèvre N. and Y. Dandonneau (1992). Air-sea CO 2 fluxes in the equatorial Pacific in januarymarch
1991. Geophys. Res. Letters, 22, 2223-2226.
Ríos, A.F., F.F. Pérez, M. Álvarez, L. Mintrop, M. González-Dávila, J.M. Santana Casiano, N.
Lefèvre and A.J. Watson (2005). Seasonal sea-surface carbon dioxide in the Azores area.
Marine Chemistry, Mar. Chem., 96, 35-51.
Torres, R., D.R. Turner, J. Rutllant and N. Lefèvre (2003). Continued CO 2 outgassing in an
upwelling area off northern Chile during the development phase of El Niño 97/98 (July
1997). J. of Geophys. Res., 108, 10.1029/2000JC000569.
Watson A.J. and N. Lefèvre (1999). The sensitivity of atmospheric carbon dioxide
concentrations to input of iron to the oceans. Tellus, 51B(2), 453-460.
Engagement dans des programmes de recherche nationaux et internationaux
- 2000-2003 : PI et assistante du coordinateur (Andy Watson, University of East Anglia) du
projet européen (5 ème plan) CAVASSOO. Gestion du site internet du projet et de la base de
données relationnelle développée pour l'Atlantique Nord (un ingénieur informaticien sous
contrat).
- Planification et organisation des campagnes en mer, notamment sur le navire RMS St Helena,
MN Colibri, Monte Olivia
- Chef de projet et chef de mission de la campagne PLUMAND, octobre 2007
- PI projets LEFE, CARBOOCEAN
Participation à des ateliers de travail
• SOMARE (Sampling, Observations and Modelling of Atlantic Regional Ecosystems)
international workshop, Amsterdam, 3-5 March 1999.
• CARINA (Carbon in the North Atlantic) workshop, Delmenhorst, Allemagne, 9-11 Juin
1999.
• CO 2 workshop: Oceanic pCO2 synthesis and modelling, Tsukuba, Japon, 17-19 Mars 2000.
Invitée.
• Towards a Green Ocean Model workshop. Villefranche sur Mer, 19-21 June 2001. Invitée.
• SCOR-IOC CO 2 . International Ocean Carbon Coordination Workshop, 13-15 Janvier 2003.
Invitée.
• MARCASSA (Marine Carbon Sources and Sinks Assessment) planning meeting pour
soumission au 6 ème PCRD. Amsterdam, 17-18 Juin 2003. Invitée.
Expertise Scientifique
- Membre du comité d’évaluation TOSCA CNES depuis 2007
- Invitation à participer à un panel d'experts pour l'évaluation de projets scientifiques
européens (Framework V, programme "Global Change, Climate and Biodiversity", Décembre
2001).
- Evaluations pour plusieurs revues scientifiques internationales (Journal of Geophysical
Research, Geophysical Research Letters, Deep-Sea Research, Marine Chemistry, Journal of
68

Atmospheric and Oceanic Technology, Biogeosciences, Hydrologia, Tellus) et pour le
programme américain OACES (Ocean-Atmosphere Carbon Exchange Studies) de la NOAA.
- Contribution au livre de l'Open University en 1996 au chapitre "The carbon cycle" du livre
"The Dynamic Earth", Ed. Angela Colling, The Open University, 256p.
- Contribution au chapitre 5 du rapport IPCC 2007.
- membre du jury de thèse d’Oumarou Nikiema, déc. 2006, université Aix Marseille II.
- membre du jury pour des soutenances L1, L2.
Encadrements
Nom Dates Niveau Sujet proposé
Jon Southall 3 mois, 2001 CDD Mise en place d’une base de données de
CO 2
Ben Smith 2 semaines,
avril 2003
A level Détermination de régressions
multiparamètres (GRL, 2004)
Adam Watson 4 mois CDD, niveau M2 Cartes de CO 2 par réseau de neurones
(publication dans Tellus en 2005)
Alice Renault Mai-juin 2005 M1 ENSTA La variabilité de la pCO 2 en Atlantique
pendant l’automne (1991-2004)
Ibrahim
Mustafa
Mai-juin 2005 M1 Erasmus Etude de la variabilité de la pCO 2 dans
l’Atlantique au printemps
Marion Leduc Mai-juin 2007 M1 Paris 6 Variabilité des paramètres
hydrologiques dans le Golfe de Guinée
(PIRATA)
David Rechal Mars-juin 2007 M2 télédétection
P6
Analyse de la variabilité saisonnière et
interannuelle du panache de l’Amazone
par télédétection
Urbain Koffi Juin 2007 Thèse IRD,
Abidjan
Variabilité des paramètres du CO 2 dans
le golfe de Guinée
Bourse IRD
Mohammed Sep-Dec 2007 Ingénieur INSAT Variabilité du CO 2 en Atlantique
Jelassi
PFE (dernière tropical (20 o S-20 o N)
année)
Nadia
Mkhinini
Fév.- Mai 2008
4 mois
Ingénieur ENIT
PFE (dernière
Modélisation 1D à 6 o S, 10 o W de la
fugacité de CO 2 (bouée PIRATA)
année)
Antoine Avr- juil 2008 Ecole des Ponts Modélisation du CO 2 en Atlantique
Derché
3 mois (1 ère année) tropical avec ROMS-PISCES
Gauthier mai-juin 2008 L3 physique Modélisation 1D du CO 2
Rousseau (1 mois)
Gaëlle Parard Oct. 2008 Thèse Variabilité du CO 2 en Atlantique
Bourse UPMC tropical : des échelles diurnes à
saisonnières
Participation à l’encadrement de Rodrigo Torres lors de sa thèse (publication Torres et al.,
2003), de Cédric Jamet lors de son postdoctorat au LSCE (publication Jamet et al., 2005).
Co-direction de thèse d’Urbain Koffi et de Gaëlle Parard. Article de Koffi et al. en préparation.
69

V COPIES DE SIX PUBLICATIONS SELECTIONNEES
Lefèvre, N., A. Guillot, L. Beaumont, and T. Danguy (2008) Variability of fCO 2 in the Eastern
Tropical Atlantic from a moored buoy, Journal of Geophysical Research, 113, C01015,
doi:10.1029/2007JC004146.
Lefèvre, N. et al., 2004. A decrease in the sink for atmospheric CO 2 in the North Atlantic.
Geophysical Research Letters, 31(L07306): doi:10.1029/2003GL018957.
Lefèvre, N. and A.H. Taylor (2002). Estimating pCO 2 from sea surface temperatures in the
Atlantic gyres. Deep-Sea Research, 49(3), 539-554.
Lefèvre N., A.J. Watson, D.J. Cooper, R.F. Weiss, T. Takahashi and S.C. Sutherland (1999).
Assessing the seasonality of the oceanic sink for CO 2 in the northern hemisphere. Global
Biogeochemical cycles, 13, 273-286.
Lefèvre N. and A.J. Watson (1999). Modelling the geochemical cycle of iron in the oceans and
its impact on atmospheric CO 2 concentrations. Global Biogeochemical Cycles, 13, (3), 727-
736.
Lefèvre N., G. Moore, J. Aiken, A.J. Watson, D.J. Cooper and R. Ling (1998). Variability of
pCO in the tropical Atlantic in 1995. Journal of Geophysical Research, 103, 5623-5634.
2
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