Chapitre 1 : Contexte du Pacifique Sud-Est
I.4.2 Circulation profonde
En profondeur, différentes masses d‘eau se succèdent (Fig. I.5). Les eaux modales subantarctiques et les eaux antarctiques intermédiaires (Sub-Antarctic Mode Waters, SAMW et Antarctic Intermediate Waters, AAIW) s‘écoulent du Sud au Nord entre 300 et 1200 m de profondeur. Ces masses d‘eau peu salées (~33.8 ‰) se caractérisent par des teneurs relativement élevées en oxygène >~3.5 ml/l (Figure I.6). En dessous de l‘AAIW, au sud se trouvent les eaux circumpolaires profondes (Circumpolar Deep Waters, CDW) et au Nord l‘eau profonde Pacifique (Pacific Deep water, PDW) qui s‘écoule du Nord au Sud entre 1200 et 3000 m de profondeur. La PDW, se caractérise par des taux pauvres en O2 <~3 ml/l, et est plus riche en éléments nutritifs tels que les phosphates, nitrates, et silicates (>~2.5 µmol/l, >~30 µmol/l, et >~120 µmol/l, données WOA13 (Boyer et al. 2013).
Les Eaux Circumpolaires Profondes (Circumpolar Deep Water, CDW) mélangées aux eaux pacifiques profondes remontent à la surface au niveau de la divergence Antarctique pour replonger au Sud de celle-ci. La plongée vers le fond, sous forme d‘eaux de saumures, forme l‘eau Antarctique de fond (Antarctic Bottom Water AABW) qui s‘écoule sur le fond en direction du Nord. Les eaux de surface qui s‘écoulent vers le Nord depuis la divergence Antarctiques
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plongent au niveau du front polaire pour former l‘AAIW et au niveau du front subantarctique pour former les SAMW. Ainsi, le SEP est l‘une des principales régions où se forme l‘AAIW (Figure I.6 et I.7) (Rintoul et al. 2001). Au sein de la CDW se trouve la limite entre deux cellules de retournement des masses d‘eaux. Néanmoins de nombreuses questions restent en suspens quant aux mécanismes de formation de l‘AAIW (Santoso and England 2004), même si le rôle important que joue l‘AAIW dans les transferts de chaleur et d‘eau douce entre les hautes et les basses latitudes fait consensus (Talley 1999, Fischer et al. 2010).
Figure I.2 Représentation schématique des deux cellules d‘overturning selon (Toggweiler et al. 2006b).ACC: Antarctic Circumpolar Current, DP: Drake Passage, MO: Matière organique. La limite entre les deux cellules se situe au niveau de
l‘isopcyne 27.6 kg/m3 (Marshall and Speer 2012).
Afin de schématiser et de simplifier la structure complexe de la circulation océanique, le concept de conveyor belt (« tapis roulant ») a été proposé (Broecker 1987; 1991) et revisité par différents auteurs (e.g Schmitz 1996, Richardson 2008). Dans ce concept les eaux de surfaces qui plongent au niveau des pôles, sont compensées par des remontées d‘eaux profondes (upwelling), notamment dans l‘SH. Ainsi, deux cellules de retournements, ou overturnings, peuvent être identifiées (e.g. Döös and Webb 1994, Rintoul et al. 2001) (Figure I.6, et I.7), l‘une supérieure, et l‘autre profonde. La cellule supérieure est caractérisée par une forte activité biologique, les faibles taux de nutriments en témoignent (Figure I.7) (e.g. Toggweiler et al. 2006a). La matière organique ainsi produite est exportée vers les eaux de fond, dans la cellule profonde. La séparation entre ces deux cellules se situe au niveau de l‘isopycne ~27.6 kg/m3
(Marshall and Speer 2012), le flot vers l‘Est de l‘ACC provoque une remontée vers la surface des isopycnes,
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faisant ainsi affleurer l‘isopycne 27.6 kg/m3
au Sud du PF (Orsi et al. 1995). Il est important de noter que la profondeur actuelle de cet isopycne est en dessous de 2000 m de profondeur, i.e. en dessous des principaux monts, rides et autres reliefs sous-marins ce qui favorise les mélanges entre les deux cellules (Ferrari et al. 2014). Les modèles montrent que les SWW et les tourbillons, ou eddies, jouent un rôle important sur l‘intensité de l‘upwelling à la divergence antarctique (Marshall and Speer 2012). Les effets de ces deux facteurs de contrôle sont opposés, et la résultante des deux aboutit à un flot résiduel qui contribue à l‘upwelling, dans les hautes latitudes du SH (Abernathey et al. 2011, Marshall and Speer 2012).
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Chapitre 2 : Introduction des traceurs permettant la reconstitution des
propriétés physicochimiques de l’océan de surface et de fond
Ce chapitre porte sur la présentation des différents traceurs utilisés dans cette thèse. Après une brève présentation des foraminifères, il traitera de l‘utilisation, mais aussi de l‘amélioration de la reconstruction des températures océaniques de surface dans l‘hémisphère Sud à partir des assemblages de foraminifères planctoniques. Ceci a fait l‘objet d‘une publication dans la revue Paleoceanography (c.f. fin de la section suivante). Cette partie sera suivie par une présentation de l‘utilisation des assemblages de foraminifères benthiques, et des isotopes stables de l‘oxygène et du carbone mesurés dans les tests de ces organismes carbonatés.
Les foraminifères sont des organismes marins unicellulaires eucaryotes. Taxonomiquement, la Classe Foraminifera (Loeblich and Tappan 1988) appartient au Phylum Granuloreticulosa, c‘est à dire caractérisée par un réticulopode (réseau de pseudo-podes, figure II.1) granulaire, et aussi par des cycles de reproduction complexes (Figure II.2) (Goldstein 1999). Ce Phylum fait partie du règne des Protistes, groupe où s‘amassent tous les organismes qui ne sont ni plantes, ni animaux, ni champignons (Margulis 1990). La majorité des foraminifères possèdent une coquille (test) carbonatée dont la conservation dans le sédiment fait de ces organismes l‘un des outils importants en paléocéanographie. Ces organismes unicellulaires se divisent en deux catégories : les planctoniques (~70 espèces) et les benthiques (~10 000 espèces). Les foraminifères planctoniques vivent jusque dans les ~500 premiers mètres de profondeur dans la colonne d‘eau, les foraminifères benthiques vivent au niveau de l‘interface sédiment-eau de fond, ou enfouis à quelques centimètres de profondeur dans le sédiment. Ainsi, lors de la calcification de leurs tests, les foraminifères enregistrent les conditions physico-chimiques de l‘eau dans laquelle ils se développent (Schumacher et al. 2010). Dans l‘océan de surface, la répartition entre les différentes espèces de foraminifères planctoniques dépend en premier lieu de la température de leur milieu (Bé and Tolderlund 1971). Ainsi une étude des abondances relatives entre ces différentes espèces permet de reconstituer les variations passées des températures océaniques de surface (Sea Surface Temperatures, SST).