Le cas plus particulier des courants d'upwelling

4.4.1. Fonctionnement général

Les courants d'upwelling consistent en une remontée de masses d'eau plus profondes à la suite d'un déplacement des eaux de surface plus chaudes, selon le principe du pompage d'Ekman

(Ekman, 1905), générant de fortes anomalies froides en surface par rapport au milieu environnant (Figure 20). Lorsque les eaux profondes arrivent en surface elles sont alors transportées vers le large et migrent en dehors des cellules d'upwelling à proprement parler pour être remplacées à leur tour par de nouvelles résurgences d’eaux profondes. Ces mouvements verticaux des masses d’eau impactent le fonctionnement de la PP et donc la pompe biologique du carbone dans la mesure où ces courants apportent en surface une grande quantité de nutriments (Lueker, 2004; Duarte et Agustí, 2011; Ikawa et al., 2012). Il est également à noter que sous le terme « upwelling » est regroupée une vaste gamme de remontées d'eau causées par des facteurs forçant autres que l'influence exclusive des alizés.

73 Figure 20 Schématisation des différentes catégories d'upwelling discutées dans le manuscrit. Anomalies de températures annuelles de surface calculées à partir de la moyenne latitudinale 1955-2012 (WOA13 v2, 1° de résolution). Les anomalies positives sont en rouge, les négatives en bleu. AgC : Courant des Aiguilles.

4.4.2. Différentes catégories d'upwelling

Ils résultent des vents dominants (alizés) dont la direction présente un angle aigu variable par rapport au littoral. Cette catégorie dépend étroitement de l’association entre régime de vent dans la bande intertropicale et géomorphologie de la bande côtière. Ces phénomènes sont les plus accentués le long des façades orientales des océans tropicaux (Figure 20). Cette dépendance vis-à-vis des vents implique un fonctionnement saisonnier des cellules

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d’upwelling en fonction des changements de direction et d’intensité des régimes de vent, eux-mêmes étroitement associés à la migration latitudinale saisonnière des cellules atmosphériques. Par exemple, le long de la côte subsaharienne, les alizés estivaux proviennent de l'hémisphère sud, bloquent les eaux de surface à la côte, et les empêchent donc d'être évacuées. A l'inverse, en hiver, les vents dominants sont les alizés boréaux, permettant ainsi le fonctionnement « normal » des cellules d’upwelling.

4.4.2.2. Upwelling équatorial

Le fonctionnement de l’upwelling équarorial est relativement similaire à celui de l’upwelling côtier. Il s’agit d’un transport des eaux de surface vers l'ouest sous l’influence des alizés. Cependant, s'ajoute aussi l'impact des courants océaniques équatoriaux, tels que les nSEC et eSEC, facilitant le mouvement des eaux de surface vers l'ouest. Aussi l'EUC, qui s'écoule à contre-sens en subsurface, génère des cisaillements qui favorisent la formation d'upwelling et ce, en particulier, lorsque les 3 courants (nSEC, eSEC et EUC) font face à un obstacle topographique. Les courants de surface, alors déviés, génèrent un vide et l’EUC peut affleurer en surface. Un tel cas ne se présente pas dans l'Océan Atlantique. En revanche, ce phénomène est bien documenté dans l'Océan Pacifique avec notamment le cas des Galápagos (Wyrtki, 1981).

4.4.2.3. Upwelling baroclinique

Il s’agit ici d’une catégorie qui comprend les cellules d'upwelling les plus vigoureuses de la planète en raison de : i) leur refroidissement, puisque des anomalies froides de près de 10°C sont localement atteintes (Figure 20), ii) leur extension, puisque ces courants brassent la colonne d'eau sur près de 2 000 m de profondeur, quand les upwelling côtiers/équatoriaux n'affectent quant à eux que les premières dizaines ou centaines de mètres de la colonne d'eau

(Gordon et al., 1995; Lass and Mohrholz, 2008), et enfin iii) les valeurs de PP qui y sont enregistrées. Les ondes océaniques de Rossby et de Kelvin (Chelton et Schlax, 1996; Fu et Qiu, 2002; Lass et Mohrholz, 2008) constituent la principale réponse de l'océan aux perturbations de grande échelle, comme par exemple la dynamique atmosphérique ou encore les obstacles naturels comme les pentes continentales. La propagation de ces ondes crée des fronts barocliniques qui engendrent des mouvements verticaux très importants. Dans cette

75 catégorie, on retrouve les cellules d’upwelling des façades océaniques orientales comme celles du Benguela et des Canaries dans le cas de l'Océan Atlantique (Figure 20).

4.4.2.4. Upwelling de front océanique

Cette catégorie d'upwelling ne dépend pas de la circulation atmosphérique mais de cisaillements générés dans des zones de tourbillons océaniques (vortex) notamment près des obstacles continentaux ou à des contacts entre différentes masses d'eau océaniques. Les zones de fronts subtropicaux sont les plus caractéristiques, notamment le Front des Açores et le Front Austral qui forment les frontières externes des gyres océaniques subtropicales dans l'Océan Atlantique (Figure 20; Rudnick, 1996; Moore et Abbott, 2000; Rogerson et al., 2004). Ces régions constituent des fronts complexes de convergence ou de divergence, propices au développement d'une forte turbulence sous forme de tourbillons qui vont ponctuellement perturber la thermocline et ainsi générer des cellules d'upwelling. Une genèse similaire d’upwelling frontaux peut aussi être notée au niveau de l'ABFZ, qui constitue une zone de mélange entre les eaux de l'Angola et du Benguela (Figure 19; Jansen et al., 1996).

4.4.2.5. Upwelling de dôme thermoclinique

Les courants de subsurface de la bande intertropicale induisent une circulation cyclonique permanente sur les façades océaniques orientales, donnant lieu à la formation de dômes superficiels sous la thermocline. Ces dômes provoquent une remontée de la thermocline et ainsi la mise en place d’un système d'upwelling de forme circulaire au milieu de la gyre de l'Angola (Figures 14 et 20 ; Mazeika, 1967; Voituriez, 1981). L'intensité, l'extension et la géométrie du dôme de l'Angola vont être influencées par les alizés (Voituriez, 1981; Signorini et al., 1999), qui pourront même provoquer l’interruption saisonnière de l’activité du système d’upwelling durant l'hiver austral (Mazeika, 1967).

4.4.2.6. Vortex du Courant des Aiguilles

Un cas spécifique à l'Océan Atlantique concerne les perturbations océaniques de surface dans l'Atlantique Sud (gyre subtropical austral) apportées par l'intrusion du Courant des Aiguilles (AgC, Figure 14). Malgré la rétroflection vers l'est de l’AgC (Figure 14) lors de son passage

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dans des régions dominées par les vents d'ouest et par le plus puissant courant du monde qu'est l'ACC (Lass et Mohrholz, 2008), une partie de l'AgC parvient à s'introduire entre le SEC et le BC (Figure 20 ; Lass et Mohrholz, 2008 ; Zahn, 2009). Ceci génère une série de tourbillons océaniques jusqu'au milieu de l'Océan Atlantique Sud autour de 15°S. Ces tourbillons, à l'instar des tourbillons générés au niveau des fronts océaniques, vont initier une constellation de cellules d'upwelling essentiellement guidées par le SEC dans une vaste zone à l'ouest de la cellule du Benguela (Zahn, 2009).

4.4.2.7. Upwelling fluviatile

La dernière catégorie d'upwelling discutée ici concerne la région au large de l'embouchure du fleuve Congo. La puissance du débit de ce fleuve permet une extension importante du panache d'eau douce dans l'océan (Hopkins et al., 2013), ce qui va perturber la colonne d'eau environnante. En effet, lors de l'expansion de cette nappe d'eau douce/saumâtre à la surface de l'océan, les eaux océaniques en surface sont « chassées », ce qui permet la mise en place d'un système d'upwelling induit par l'activité fluviatile (Dale et al., 2002). Cependant, ce phénomène se limite à la partie la plus proximale du panache fluviatile. En effet, il se produit l'effet inverse en périphérie du panache où le flux d'eau douce génère une stratification importante des eaux sous-jacentes (Materia et al., 2012).

Ainsi, le fonctionnement des cellules d’upwelling regroupe une grande diversité de mécanismes fortement connectés les uns aux autres, apportant une grande complexité : i) dans la compréhension du fonctionnement des interactions entre surface de l'océan, atmosphère et masses d’eau profondes, mais également ii) dans les mécanismes forçants à l’origine du développement de la PP dans ces régions.

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Sous-Chapitre IB : Contexte paléoenvironnemental de l'Océan