Evolution décennale récente (1980-2000) de la biomasse phytoplanctonique dans l’océan mondial
Extrait de la Lettre du Changement global n°19 - Programme International Géosphère Biosphère (IGBP) - Programme Mondial de Recherches sur le Climat (WCRP) - Programme International «Dimensions Humaines» (IHDP) - Diversitas - Earth System Science Partnership (ESSP)

Le but du travail résumé ici était de faire le lien entre l’archive du capteur CZCS, qui représente la seule source d’information à grande échelle sur la biomasse primaire de l’océan dans les années 80, et les données des nouveaux capteurs, tels SeaWiFS ou MODIS. Ce travail s’inscrit dans l’effort international visant à créer une archive globale de la biomasse phytoplanctonique de l’océan, à partir des nombreux capteurs de la «couleur de l’océan», passés (CZCS, OCTS, POLDER), présents (SeaWIFS, MODIS, MERIS) ou à venir, ceci dans le but d’en suivre l’évolution au cours de plusieurs décennies. La synthèse présentée ici est principalement basée sur les résultats de Antoine et al., (2005).

Le rôle du phytoplancton et la pompe biologique

Un débat récurrent dans la communauté océanographique concerne le rôle du phytoplancton dans le cycle du carbone dans l’océan et, plus généralement, le rôle de la biologie dans la capture d’une partie du CO₂ rejeté en excès dans l’atmosphère par les activités humaines. Sans entrer dans les discussions sur l’importance de la biologie dans ces problématiques (acteur important ou secondaire ?; cf. Broecker, 1991; Longhurst, 1991), quelques faits simples sont considérés ici comme étant maintenant avérés. Il existe par exemple un transfert de CO₂ de l’atmosphère vers l’océan qui est favorisé par la photosynthèse (la pompe biologique), de sorte que toute évolution de l’intensité ou de la structure de cette pompe peut avoir un impact sur l’échange de CO₂ entre l’océan et l’atmosphère (Falkowski et al., 1998). Sommes-nous par contre en mesure de détecter, quantifier et comprendre ces changements, si ils ont eu lieu ? Sans doute non. Une des raisons tient aux limitations actuelles des modélisations utilisées pour représenter les processus en jeu (production primaire par exemple). Une autre vient de la difficulté de disposer des données fiables sur de longues périodes de temps. Le travail présenté ici concerne la détection des modifications, en particulier grâce aux observations satellitales de la couleur de l’océan. Pour cela il faut améliorer la précision des champs de phytoplancton dérivés de ces observations, et également améliorer la cohérence de ces mesures quand elles sont effectuées par différents capteurs satellite.

Les différentes missions satellitales

Plusieurs missions ont été lancées dans la décennie écoulée, qui devraient permettre de suivre l’évolution de la couleur de l’océan à échelle globale. L’idée est donc d’assurer la cohérence entre les données de ces diverses missions, ce qui est obligatoire avant d’évaluer des tendances à long terme dans la biogéochimie de l’océan mondial. Des séries chronologiques fiables doivent être établies, ce qui est précisément notre but (Antoine et al., 2003).

Une étape importante dans cette recherche des changements à long terme de la biomasse phytoplanctonique dans l’océan fut la publication d’un article dans «EOS Transaction of the AGU» intitulé «ocean color : availability of the global data set» (Feldman et al., 1989). Ce papier présentait l’état de l’art de l’archive couleur de l’océan produite à partir des 8 années d’observation (1979-1986) du capteur CZCS, le premier instrument couleur de l’océan lancé à bord d’un satellite par la NASA en novembre 1978 (Hovis et al., 1980; Gordon et al., 1980). Depuis lors, les archives globales de la couleur de l’océan ont permis de nombreux travaux, décrivant les champs de phytoplancton ou employant ces champs dans diverses études de modélisation (voir, par exemple, les 20 papiers dans la section spéciale de JGR-océans, 99, C4, 1994). L’héritage du CZCS va bien au-delà de ce qui était attendu initialement de cette mission de démonstration, et l’image globale qui a émergé a profondément modifié la vision des océanographes au sujet de la biomasse phytoplanctonique à échelle globale, et a démontré d’une manière concluante l’apport possible de la télédétection couleur de l’océan à l’océanographie. Par conséquent, de nouveaux capteurs ont été conçus dans les années 80, réalisés dans les années 90, et finalement lancés ces dernières années (voir IOCCG, 1999).

La série chronologique de la couleur de l’océan à échelle globale est donc interrompue pendant 12 ans, en raison de l’absence de satellite de 1986 à 1997. Les observations «historiques» (CZCS) et celles actuelles ou futures ne peuvent donc pas facilement être reliées, et il serait pour le moins risqué de les comparer directement.

En effet, les instruments, les techniques d’étalonnage et les algorithmes de traitement des données sont tous différents. Afin de contribuer à la génération d’une archive globale de la couleur de l’océan, multi-capteurs et à long terme, il faut réduire au minimum, si possible éliminer, l’impact des différences mentionnées ci-dessus. Pour atteindre ce but un retraitement des archives complètes de CZCS et de SeaWiFS était indispensable; nous l’avons mené à bien ces dernières années, en collaboration avec l’Université de Miami (Rosenstiel School of Marine and Atmsopheric Sciences).

Le but du travail résumé ici était de faire le lien entre l’archive du capteur CZCS, qui représente la seule source d’information à grande échelle sur la biomasse primaire de l’océan dans les années 80, et les données des nouveaux capteurs, tels SeaWiFS ou MODIS. En effet, ces dernières ne sont pour l’instant pas suffisantes, car s’étendant sur seulement 5 ans environ, pour détecter des changements temporels de manière satisfaisante. L’archive CZCS, même si elle est en principe de qualité inférieure à celle des capteurs modernes, est donc la seule source possible à utiliser pour étudier cette question. La difficulté de l’opération vient tout d’abord de l’absence de recouvrement entre les 2 jeux de données, ensuite des grandes différences entre les instruments eux-mêmes, entre les algorithmes utilisés initialement pour traiter les observations de ces missions, enfin des incertitudes (difficiles à lever totalement) sur l’étalonnage du CZCS. La logique suivie a été, d’une part de retravailler sur l’étalonnage des deux instruments (CZCS et SeaWiFS), et, d’autre part, d’appliquer strictement la même méthode de traitement aux deux jeux de données, ceci afin d’éliminer toutes causes artificielles de différence entre les deux archives.

Algorithmique

Il est ici hors de propos de décrire en détail les algorithmes qui furent utilisés. Le point important à noter est qu’ils sont strictement identiques dans leur application aux deux capteurs, ce qui élimine toute source de différence d’ordre méthodologique. Ces algorithmes réalisent de manière couplée les corrections atmosphériques (élimination de la contribution de l’atmosphère du signal total mesuré) et la détermination de la concentration en chlorophylle à partir des signaux corrigés. Ils sont basés sur les développements réalisés pour le CZCS par Bricaud et Morel (1987) et André et Morel (1991). Le modèle bio-optique sous-jacent est celui de Morel et Maritorena (2001). Les algorithmes plus sophistiqués développés pour les capteurs modernes ne pouvaient pas être utilisés car le CZCS ne dispose pas des bandes spectrales nécessaires, en particulier dans le proche infrarouge.

Les jeux de données globaux utilisés

Le jeu de données CZCS global à résolution de 4 km a été analysé par Evans et Gordon, 1994 (EG94 par la suite) dans le but de dériver des facteurs de dégradation à long terme pour l’étalonnage du CZCS. Ce jeu de données a été utilisé ici, avec les facteurs de dégradation dérivés par EG94, plus un ajustement final du facteur de dégradation à 670 nm. La description des caractéristiques de ce jeu de données a déjà été faite par Feldman et al., (1989) et Yoder et al., (1993). Le jeu de données SeaWiFS à résolution de 4 km est maintenu à la NASA; il a été employé dans ce travail, avec cependant un étalonnage indirect adapté, qui a été établi dans le but d'être conforme aux algorithmes «à la CZCS» qui sont appliqués ici aux données SeaWiFS. Pour cela les données de la bouée MOBY (Clark et al., 1997) ont été utilisées, selon des procédures similaires à celles décrites dans Barnes et al., (2001).

Le nombre d'observations de SeaWiFS pour la période 1998-2002 est plutôt homogène; elles sont régulièrement distribuées dans le temps, et leur distribution est étroitement liée à l'occurrence globale des nuages au-dessus des océans. La grande différence entre la distribution des observations CZCS, éparses et avec une acquisition intermittente, et celle des observations SeaWiFS doit être prise en compte comme une source possible de biais dans la comparaison des 2 jeux de données. Des composites spécifiques ont donc été générés pour SeaWiFS en imposant la distribution de données de CZCS aux observations de SeaWiFS, c’est à dire un pixel est utilisé dans la production de ces composites seulement quand une observation a été faite par CZCS au même endroit et le même jour au moins une fois pendant la période 1979-1986.

Les champs globaux de chlorophylle dérivés de SeaWiFS (1999-2002) et de CZCS (1979-1981) avec les nouveaux algorithmes ont été validés grâce aux données in situ de l’archives SeaBASS (Werdell et al., 2003), montrant qu'ils sont qualifiés pour être employés dans la reconstruction d'un enregistrement de la couleur de l'océan sur les 20 dernières années.

Conditions pratiques de la comparaison entre CZCS et SeaWiFS

Les changements pendant les deux dernières décennies ont été examinés en comparant les concentrations moyennes pendant la période CZCS (1979 à 1983) et la période SeaWiFS (1998 à 2002). Les années CZCS de 1984 à 1986 ne sont pas considérées car la quantité de données est beaucoup moins élevée qu'auparavant et l'incertitude sur l’étalonnage de CZCS est plus grande dans la deuxième moitié de sa vie.

Les résultats sont présentés en différences relatives (exprimées en pourcentages et notées RPD par la suite) entre les concentrations en chlorophylle de SeaWiFS et de CZCS, ou comme le logarithme du rapport des deux. Du fait qu'une petite incertitude persiste inévitablement sur l’étalonnage du CZCS, et que son impact sur le calcul de la Chl est maximum quand le rapport bleu-vert devient peu variable avec la chlorophylle, la comparaison est limitée aux concentrations < 1.5 mg(Chl) m^-3. Cette valeur est également le seuil au-dessus duquel l'algorithme bio-optique commence à utiliser le rapport 510/550 nm au lieu du rapport 443/550 nm. Il a été vérifié que l'élimination systématique de tout pixel pour lequel Chl > 1.5 mg(Chl) m^-3 enlève moins de 5% des observations.

Changements majeurs à l’échelle globale sur les deux dernières décennies

Une première observation importante est le caractère essentiellement stable de la distribution spatiale de la concentration en chlorophylle, avec des frontières presque identiques entre les principales provinces océaniques telles que les tourbillons oligotrophes et l’upwelling équatorial dans le Pacifique (figure 1). Cette similitude est un argument en faveur du caractère réaliste des climatologies dérivées pour le CZCS (la question ne se pose pas pour SeaWiFS pour lequel l’échantillonnage spatio-temporel est beaucoup plus homogène).

La deuxième observation principale est l'augmentation globale des concentrations en chlorophylle qui apparaît en examinant les RPD annuelles et saisonnières (figure 2). Les plus grandes évolutions positives comme les plus grands changements saisonniers de ces différences sont généralement observés dans la bande intertropicale. Les fortes valeurs positives des RPD sont plutôt observées dans l'hémisphère sud. Les régions de plus forte diminution (augmentation) de la concentration en chlorophylle correspondent en particulier aux régions oligotrophes, c’est à dire principalement dans les grands tourbillons subtropicaux (mésotrophe à eutrophes). Inversement, les régions de plus forte augmentation de la concentration en chlorophylle correspondent en particulier aux régions mésotrophes à eutrophes. Ainsi le contraste global entre les régions de faibles chlorophylles et les eaux riches est donc accentué. En moyenne, l’augmentation des concentrations est de 20%.

Une autre caractéristique des cartes montrées en figure 2 est leur hétérogénéité spatiale importante, avec une juxtaposition de régions avec des valeurs nettement différentes, couvrant parfois les extrémités de l’échelle considérée ici (c.à-d., de -50% à +150%), comme par exemple dans l'Atlantique et le Pacifique nord. Ces secteurs correspondent souvent à des entités océanographiques, par exemple les tourbillons oligotrophes, où les concentrations sont plutôt en baisse, ou aux zones intertropicales où les concentrations sont généralement en hausse.

Les distributions et les valeurs de RPDs changent avec les saisons (figure 2; quatre panneaux inférieurs), avec les plus fortes diminutions dans l'hémisphère nord et dans l’océan atlantique équatorial en automne, et les plus fortes augmentations la plupart du temps situées dans la région intertropicale de tous les océans, et de l'Atlantique nord pendant le bloom de printemps et l'été. Cette organisation temporelle des changements est un élément additionnel qui augmente la confiance dans ces résultats. Si ces changements avaient été au contraire distribués aléatoirement ou étaient stables temporellement, ceci aurait sans doute indiqué des différences artificielles, à attribuer aux algorithmes ou à l’étalonnage. On observe des caractéristiques zonales plutôt semblables dans l'Atlantique (figure 3a) et le Pacifique (figure 3b), avec des changements limités dans les zones subtropicales des deux hémisphères (23°N-50°N et 23°S-50°S) et des changements fortement positifs dans la bande intertropicale. l'océan Indien se comporte différemment (figure 3c), ce qui est plutôt attendu en raison de sa géographie et du régime de mousson qui y détermine fortement les changements saisonniers. En particulier, et en examinant la moyenne zonale annuelle des RPDs (figure 2), leurs maxima sont la plupart du temps dans l'hémisphère sud, au sud de 5°S. Ceci n'est pas vrai au printemps et en été, avec de fortes RPDs positives dans l’ensemble de l'océan Indien.

Un examen détaillé des tourbillons subtropicaux de l'Atlantique nord et du Pacifique nord montre que leurs frontières sud ont des concentrations croissantes, et, réciproquement, leurs frontières nord ont des concentrations décroissantes. Les courbes des moyennes annuelles (figure 3) montrent en conséquence une pente descendante en s’éloignant de l'équateur. Les régions avec les RPDs les plus négatives dans les deux bassins nord (figure 3) ne correspondent donc pas exactement aux tourbillons eux-mêmes; ils couvrent plutôt leur partie nord et la région juste au nord de ceux-ci. Pour les tourbillons de l'océan Atlantique et Pacifique sud, les RPDs les plus négatives sont plus près du centre des tourbillons, avec augmentation des concentrations sur les deux frontières. Le tourbillon dans l’indien sud ne montre pas une tendance décroissante comme les autres tourbillons, excepté dans sa partie sud-est.

Principaux changements dans chacun des trois océans

L’océan Atlantique
Dans cet océan, au vu des valeurs moyennes annuelles (figure 2, panneau supérieur), les principales régions de changement positif de CZCS à SeaWiFS sont situées au large de l'Europe autour de 45°N - 20°W, le long de la bande équatoriale (10°S-10°N), le long de la convergence subtropicale (autour de 40°S), et, à un moindre degré, dans l’ouest de la mer Méditerranée occidentale. Les régions des diminutions principales de la concentration en chlorophylle sont la mer des Sargasses, le tourbillon atlantique sud, et également un secteur autour de 10°N qui correspond à la frontière entre le courant équatorial nord coulant vers l'ouest et le contre-courant équatorial coulant Est-Sud-est. Ces caractéristiques persistent au cours des saisons, excepté le secteur équatorial qui montre de fortes diminutions générales en automne et de fortes augmentations en été. Cette région est celle ou l’on observe la plus grande gamme de changements, positifs et négatifs, entre les années 1980 et 2000. Les augmentations principales sont centrées sur l'équateur, autour de 40°S et, à un moindre degré, autour de 45°N (figures 2 et 3).

En plus des changements quantitatifs, il y a une stabilité remarquable dans l’évolution saisonnière de la concentration en chlorophylle hors de la zone atlantique tropicale (figure 4); en particulier, la période de démarrage de la floraison printanière reste la même au cours des deux décennies en Atlantique nord entre 30°N et 40°N. On constate seulement des concentrations modérément inférieures en hiver entre 40°N et 50°N. Par contre des différences marquées apparaissent à l'intérieur des régions tropicales. En effet dans la bande 10°S-0°, par exemple, la période SeaWiFS est caractérisée par un pic autour d'août et deux minima relatifs autour d'octobre et de mars, alors qu'un minimum unique en avril et un maximum en décembre apparaissent dans l’enregistrement CZCS (figure 4). Une différence similaire, bien que moins nette, est observée dans la bande 0-10°N et 10°-20°N, dans une gamme de concentration plus faible, cependant. Encore une fois, le pic de Chl entre juin et août n'apparaît pas du tout dans l’enregistrement CZCS.

Les cycles saisonniers dans l'océan atlantique sud n'ont pas sensiblement changé de la période CZCS à celle de SeaWiFS. Une exception semble apparaître pendant les années 1998 et 2000 dans la bande 60°S-50°S, avec l'absence du minimum d'été qui est observé pendant la période CZCS et les autres années SeaWiFS. A côté à cette stabilité dans la forme des cycles annuels de Chl, les concentrations sont plus élevées dans le secteur 50°S-30°S, c.à-d., à peu près entre la convergence subtropicale et la convergence antarctique.

L'océan Pacifique
Dans cet océan, les changements positifs principaux sont la plupart du temps situés de chaque côté de l'équateur (figure 2), en gros symétriquement entre ~5°N et 10°N et ~5°S et 15°S, excepté aux deux extrémités du bassin, c.à-d., juste à l'est de la Papouasie Nouvelle-Guinée et à l'ouest de l’Amérique du sud, où les fortes valeurs positives sont plutôt centrées sur l'équateur. Au printemps et en été, cependant, la totalité de la région entre 15°N et 15°S montre de fortes différences positives. Les plus grandes zones de diminutions significatives sont la partie nord du tourbillon oligotrophe nord, les latitudes moyennes du nord (30°N-45°N), et la partie centrale du tourbillon oligotrophe sud. Des commentaires semblables à ceux faits au sujet de l'océan atlantique peuvent être faits ici quant aux cycles saisonniers moyens, avec des évolutions extrêmement semblables (différentes) en dehors de (à l'intérieur) des tropiques (figure 5). Les différences à l'intérieur de la bande tropicale, cependant, sont plus faibles que dans l'océan atlantique, excepté si seulement la bande 10°S-10°N est considérée. Dans ce secteur intertropical, les cycles annuels sont beaucoup plus plats pendant la période SeaWiFS.

Un léger changement dans l’apparition du bloom printanier apparaît entre 30°N et 50°N, avec l'absence dans la période CZCS du maximum observé pour SeaWiFS en avril (panneau 30°N-40°N), et avec un maximum relatif en mai pour la bande 40N-50N dans la période CZCS, alors qu'il a lieu en avril pour SeaWiFS. L'augmentation de la bande 30°S-50°S observée dans l'océan atlantique est absente dans le Pacifique, excepté en automne et en hiver pour la bande 40°S-30°S.

L’océan Indien
Dans cet océan la moyenne annuelle de la RPD est positive dans les régions autour de Madagascar et entre la Somalie et l'Inde (figure 2, panneau supérieur). Une forte augmentation apparaît au nord de 15°S au printemps et à l'été (figure 2, panneaux inférieurs). En automne et en hiver, le même secteur montre seulement une augmentation modérée. La diminution significative du tourbillon oligotrophe n'apparaît pas comme dans les deux autres océans, excepté autour de 40°S-90°E. Sur une base annuelle, la partie nord augmente modérément, tandis que les augmentations principales de la concentration en chlorophylle sont entre 5°S et 30°S, c.-à-d., légèrement plus sud que dans les deux autres océans. La moyenne annuelle zonale (figure 3) est toujours positive, avec, là encore, les plus grandes RPDs positives dans l'hémisphère sud. En termes de cycles annuels (figure 6), à la différence de l'Atlantique et du Pacifique, l'opposition entre l’intérieur et l’extérieur de la bande intertropicale n'apparaît pas. En effet des cycles saisonniers modifiés sont présents à presque toutes les latitudes. La floraison de printemps apparaît clairement un mois plus tôt dans la bande 10°S-20°N, ce décalage n’ayant pas pour conséquence, cependant, un décalage du maximum de concentration en chlorophylle en été (toujours autour de septembre). Dans le sud de 10°S et le nord de 20°N, les cycles annuels sont plus proches pour les deux périodes. L'augmentation entre la convergence subtropicale et la convergence antarctique apparaît également, avec cependant une amplitude plus faible que dans l'océan Atlantique.

Conclusion, perspectives

Ce travail a mis en évidence des changements significatifs dans la distribution des concentrations en chlorophylle à l’échelle de l’océan global, entre la fin des années 1980 et le début du XXIe siècle, avec une augmentation moyenne des concentrations de 20% environ. Ces résultats sont en contradiction avec ceux publiés récemment par d’autres équipes (Gregg and Conkright, 2002; Gregg et al., 2002), utilisant les mêmes données mais des techniques de traitement différentes, et qui semblaient montrer une légère diminution. Ceci met en évidence la nécessité de poursuivre ces travaux, en suivant quatre voies complémentaires. La première consistera à confirmer le diagnostic présenté ici, en utilisant les jeux de données fournis par d’autres capteurs satellite (MERIS par exemple, lancé en 2002 par l’Agence spatiale européenne sur le satellite ENVISAT). La seconde sera de comparer les évolutions observées à celles d’autres paramètres qui ont un rôle dans l’évolution du phytoplancton (par exemple la température et l’éclairement), afin d’étudier la cohérence des différents signaux. En troisième lieu, il sera utile de dériver d’autres paramètres que la chlorophylle à partir des données radiométriques, ce qui pourrait permettre d’affiner le diagnostic et de commencer l’interprétation des changements observés. Enfin, la modélisation sera également indispensable, qu’elle soit simple (études uni-dimensionnelles de certaines régions) ou plus complexe (modèles couplés physique-biologie globaux), pour tenter de comprendre pleinement les évolutions qui ont pu être détectées grâce aux observations satellitales. En retour, les séries chronologiques comme celle établie ici sont fondamentales pour la validation des simulations réalisées par les modèles globaux. Les quatre volets mentionnés ici ne se suivent pas mais sont au contraire à mener de front. Ils font l’objet de travaux actuels et futurs, réalisés au sein de l’équipe d’Optique marine et de télédétection du laboratoire d’océanographie de Villefranche (UMR 7093) auquel je suis affilié.