techniciens, Maurice Duchaffaut, Bernard Brient, Roger - Locean

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