Système carbonaté dans l'upwelling de Cabo Frio

Oct 11, 2023

Rapports scientifiques volume 13, Numéro d'article : 5292 (2023) Citer cet article

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L'évaluation quantitative du système carbonaté représente l'un des plus grands défis vers les "Objectifs de développement durable" définis par les Nations Unies en 2015. En ce sens, la présente étude a examiné la dynamique spatio-temporelle du système carbonaté et les effets de la Phénomènes El Niño et La Niña sur la zone d'upwelling de Cabo Frio. La caractérisation physique du site a été réalisée grâce à des données sur la vitesse du vent et la température de surface de la mer. Des échantillons d'eau ont également été prélevés lors de la campagne océanographique à bord du Diadorim R/V (Research Vessel). A partir de ces échantillons, les paramètres de salinité absolue et pratique, de densité, de pH, d'alcalinité totale, de carbonate, de calcite, d'aragonite, de bicarbonate de carbone inorganique dissous, de dioxyde de carbone, de pression partielle de carbone, de calcium et de bore total ont été obtenus. La concentration moyenne la plus élevée de bicarbonate dans S1 (2018 µmol/kg) semble contribuer aux valeurs de carbone inorganique dissous (2203 µmol/kg). Les valeurs de l'état de saturation en calcite, de l'état de saturation en aragonite et du carbonate étaient plus élevées à la surface de chaque station (état de saturation en calcite = 4,80–5,48 ; état de saturation en aragonite = 3,10–3,63 et carbonate = 189–216 µmol/kg). Les valeurs moyennes de pH étaient similaires dans les échantillons jour/nuit (7,96/7,97). L'ensemble du système de carbonate a été calculé par modélisation thermodynamique avec le programme d'analyse chimique marine (AQM) chargé des résultats des paramètres suivants : température, salinité, alcalinité totale et paramètres de pH. Ce manuscrit présente des données originales sur le système carbonaté et le processus "d'acidification" influencé par l'upwelling de Cabo Frio, qui dépend directement des oscillations des phénomènes El Niño et La Niña dans la température de surface de la mer.

Les sources de dioxyde de carbone (CO2), les mécanismes de transport et les transformations sont essentiels dans les études de terrain en océanographie1,2. Le CO2 inorganique peut présenter une variabilité spatiale et temporelle significative au sein d'une même masse d'eau puisque le contenu de l'océan dépend de processus tels que l'échange atmosphérique à travers la surface de la mer et la dégradation de la matière organique (d'origine autochtone et allochtone)3.

La diminution du pH de l'eau de mer provoquée par l'augmentation du CO2 dans ce compartiment peut entraîner une diminution du carbonate marin (Réaction 1), un processus également appelé acidification des océans (OA)4. Les eaux océaniques côtières sont naturellement soumises à des variations de pH quotidiennes, saisonnières, voire annuelles amplifiées par l'OA5. L'oscillation du pH de l'eau de mer affecte la spéciation du système carbonate en réduisant les quantités de \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) tout en augmentant le CO2 et \({\text{HCO}}_{3} ^{-}\) contenus, interférant dans les processus naturels de photosynthèse et de calcification des organismes marins, créant ainsi des impacts écologiques, sociaux et économiques négatifs6.

La réduction de la quantité de \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) disponible dans l'eau réduira la capacité de l'océan à éliminer le CO2 rejeté dans l'atmosphère par les activités humaines. L'absorption de H+ et de CO2 par \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) réduit la capacité des eaux peu profondes à retenir le CO2. Plusieurs auteurs ont lié l'état de saturation en calcium (Ω) à la réduction de la capacité de calcification des organismes liée à une baisse de la disponibilité de \({\text{CO}}_{3}^{2-}\)5,7,8. Lorsque la concentration de \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) diminue dans l'eau de mer (Réaction 1), il y a une réduction de l'état de saturation en carbonate (Ω) (Eq. 1). Le Ω a été impliqué dans la réduction de la calcification des organismes marins. Les animaux marins qui présentent des structures carbonatées telles que des squelettes, des coquilles et des épines sont les plus touchés par l'OA9,10.

La spéciation et la quantification du système carbonaté sont considérées comme des enjeux pour les Objectifs de Développement Durable (ODD) définis en 2015 par les Nations Unies11 pour les neuf prochaines années. L'un de ces défis consiste à établir un protocole d'analyse et à mettre en œuvre un programme de surveillance de l'arthrose. Données obtenues dans des études sur l'arthrose (pH, TA, [\({\text{HCO}}_{3}^{-}\)], [\({\text{CO}}_{3}^{2 -}\)], [CO2]aq, ρCO2, Ωcalc, Ωarag) sont également indispensables pour valider les modèles régionaux et globaux de flux de CO2 entre l'interface océan et atmosphère. Les études OA ont présenté peu de progrès dans cette direction1,12,13,14,15. Les principales difficultés liées à la mise en œuvre d'un programme de surveillance OA dans les eaux côtières et océaniques sont (1) l'absence d'une base de données du système carbonaté, (2) l'absence d'un protocole unifié pour la détermination du pH et de l'alcalinité totale (TA ), (3) la non-divulgation de la précision polynomiale des données du système de carbonate, et (4) l'absence d'un référentiel de données intégré et en libre accès sur les flux de CO2 dans les eaux côtières et océaniques16.

Un réseau de surveillance OA nécessite la tenue d'enregistrements des principaux paramètres chimiques (c'est-à-dire le pH et l'alcalinité totale), ce qui permet, par exemple, la détermination de l'état de saturation de l'aragonite (ΩArag) et une description complète du système carbonaté14. Les paramètres appropriés à cette fin sont définis par l'équilibre des réactions (2–6) qui se produisent lorsque le CO2 se dissout dans l'eau de mer2,17 comme suit :

Des phénomènes climatiques tels que l'oscillation australe El Niño peuvent affecter l'intensité de l'upwelling en augmentant la SST18. Ceci est conditionné à la puissance des événements qui affectent les systèmes cycloniques et anticycloniques tropicaux et subtropicaux, modifiant l'intensité des vents à proximité de la région d'upwelling et conduisant à une augmentation de la SST, diminuant la force de l'upwelling. L'influence de ces phénomènes dans la région d'upwelling de Cabo Frio n'a pas encore été entièrement comprise, ni leurs implications sur l'état de saturation en carbonate. Cette expérience fait partie d'une étude approfondie sur la faisabilité de la mise en œuvre d'un protocole unifié dans un programme de surveillance de l'acidification des zones côtières et hauturières de l'océan brésilien, telles que (1) les sites d'upwelling, (2) les récifs coralliens, (3) îles océaniques et (4) plates-formes pétrolières. La présente enquête élucide à l'origine la dynamique spatio-temporelle du système carbonaté dans la résurgence de Cabo Frio et évalue La Niña et El Niño dans le phénomène de résurgence.

Situé sur la côte d'Arraial do Cabo (Rio de Janeiro, Brésil, Fig. 1), le site d'étude s'est produit entre les latitudes 22° 58′–23° 06′ Sud et les longitudes 42° 10′–42° Ouest. La côte brésilienne présente une orientation NE-SW dans cette région, entraînant le vent NE à souffler parallèlement à la côte et les eaux côtières peu profondes à se déplacer vers le large en raison du transport d'Ekman19. Le phénomène d'upwelling côtier de Cabo Frio apporte les eaux nutritives les plus profondes, les plus froides et les plus riches20.

Zone d'étude. Les stations d'échantillonnage sont représentées par des points et des numéros respectifs (S1, S2, S3 et S4). Cette carte a été générée avec le logiciel ArcMap v. 10.8.2 (https://www.esri.com/en-us/arcgis/about-arcgis/overview), par Senez-Mello, TM.

Le bassin de Campos est directement sous l'influence de l'anticyclone subtropical de l'Atlantique Sud (SASA)21, la principale caractéristique de la circulation atmosphérique au-dessus de l'océan Atlantique Sud qui affecte le temps et le climat brésiliens22. Cette caractéristique est responsable de la stabilité thermodynamique et des vents du nord-est de faible intensité qui prédominent dans la région sud-est du Brésil21. Les modèles de téléconnexion (propagation des ondes dans la haute atmosphère) peuvent modifier l'intensité et l'emplacement de l'anticyclone subtropical de l'Atlantique Sud à tout moment de l'année, et les changements dans le positionnement du SASA génèrent un changement significatif dans le modèle des vents23.

Sun et al.24 ont analysé les données de 1979 à 2015 pour comparer l'emplacement moyen de l'été austral de la SASA avec le mode annulaire austral (SAM)25 et l'indice multivarié El Niño-oscillation australe (ENSO) étendu (MEI)26. Les auteurs ont constaté que lorsque la SASA se déplaçait vers le pôle, la SAM était dans une phase positive de La Niña, et lorsqu'elle se déplaçait vers l'équateur, la SAM était dans une phase négative pendant El Niño. Les vitesses de vent observées à travers le Brésil peuvent également décrire ce changement dans le modèle SASA.

Trois masses d'eau se produisent à Arraial do Cabo du rivage à 500 m de profondeur. La masse d'eau tropicale (TW) se trouve sur la face externe du plateau continental dans les 200 premiers mètres et se caractérise par une plage de température comprise entre 27,37 et 28,26 °C et une plage de salinité comprise entre 36,44 et 37,55 psu1,27,28. La masse d'eau centrale de l'Atlantique Sud (SACW), allant de 142 à 567 m de profondeur, est caractérisée par des températures comprises entre 13,33 et 15,59 °C et une salinité comprise entre 35,41 et 35,78 psu1,20,27,29,30,31. Le SACW est une masse d'eau riche en nutriments qui atteint la surface par le phénomène d'upwelling côtier de Cabo Frio20,32. La masse d'eau côtière (CW) se trouve dans la partie intérieure du plateau continental33, résultant du mélange des eaux continentales, TW et SACW. La CW est caractérisée par des températures supérieures à 23 °C et une salinité inférieure à 34 psu34. Le principal flux d'eau dans la région est le système actuel du Brésil (CB). Ce courant agit jusqu'à environ 500 m de profondeur, emportant le TW et le SACW vers le sud31.

Le climat dans la zone d'étude est classé comme semi-aride chaud35, caractérisé par une évaporation régionale intense et des précipitations réduites par rapport aux zones adjacentes, ce qui donne un climat aride36.

Les données de vitesse du vent et de température de surface de la mer (SST) de la région de Cabo Frio (RJ), organisées en une série temporelle, ont été utilisées pour caractériser le phénomène d'upwelling marin. Les moyennes quotidiennes de la vitesse du vent représentaient les quadrants NE (direction 0°–45°) et SW (direction 180°–270°) de septembre 2006 à décembre 2016. La série de données des moyennes quotidiennes de SST faisait référence à la période entre 1994 et 2016 (Institut national de météorologie—www.inmet.gov.br). La série de données des moyennes hebdomadaires de SST se réfère à la période entre 1994 et 2016 (données de l'Institut de recherche marine de l'amiral Paulo Moreira - IEAPM).

La vitesse moyenne quotidienne du vent des quadrants NE et SW a été tabulée avec les moyennes respectives de SST (Sea Surface Temperature) de 2006 à 2016. Dans les cas où les données de vitesse moyenne du vent n'avaient pas de données SST correspondantes dans la série temporelle, la SST a été estimée à l'aide de la méthode d'interpolation de krigeage. L'estimation a été obtenue à partir de l'interpolation des données SST dans une grille régulière, où : (X) correspondait au temps en jours, (Y) au temps en années, et (Z) au SST journalier et annuel37. Une statistique univariée des valeurs résiduelles de SST résultant du modèle d'interpolation a été utilisée pour évaluer l'erreur type des données et pour indiquer la fonction qui correspond le mieux aux données d'entrée. La relation Q–Q (quantile–quantile) a été utilisée pour analyser la vitesse du vent, NE et SW, par rapport à sa SST38 respective. Les données ont été comparées à celles des périodes El Niño et La Niña en vérifiant l'influence de ces événements sur la vitesse du vent et la SST39. Des courbes de tendance ont également été obtenues concernant la vitesse moyenne du vent avec la SST. Le coefficient R2 de Pearson a été utilisé pour évaluer la corrélation des données.

Le N/R Diadorim de la marine brésilienne a collecté les échantillons d'eau le 20 janvier 2016, en utilisant un transect orienté Nord-Est/Sud-Ouest. La première station (S1) était située entre l'île de Cabo Frio et le continent, et la station la plus éloignée (S4) était située à 14 km de la côte, à l'isobathe de 100 m (Tableau 1, Fig. 1).

La campagne d'échantillonnage a consisté en une analyse à deux échelles. L'échelle spatiale a été maintenue perpendiculaire au littoral (S1–S4), Fig. 1. Le navire a été ancré à la station 12 pendant 12 h pour l'échelle temporelle. Les deux campagnes ont été réalisées le même jour. Dans l'approche spatiale, l'eau a été prélevée en surface (~ 3 m) entre 6h30 et 10h00 (UTC) à l'aide d'une pompe adaptée à un tuyau sans formation de bulles. Les autres échantillons d'eau sous la surface ont été collectés à travers une bouteille Niskin de 10 L pour le milieu (la moitié de la profondeur totale) et le fond (~ 5 m au-dessus du fond marin).

Dans l'approche temporelle, à la station 2, les échantillons d'eau de surface ont été prélevés toutes les heures (12 échantillons au total), entre 13 h 00 et 01 h 00 (UTC), tandis que les échantillons d'eau du milieu et du fond ont été prélevés en alternance : 13, 15 , 17, 21, 23 et 1h.

Les mesures de l'eau, telles que la température, la profondeur et l'oxygène dissous, ont été effectuées avec un navire CTD (Midas Valeport).

La modélisation et les calibrations procédurales décrites dans ce manuscrit ont été réalisées avec le programme d'analyse chimique marine (AQM)1,2,16,17. L'AQM est un ensemble d'équations thermodynamiques, exécutées via MS Excel, qui peut prédire la composition complexe du système de carbonate marin. Cet ensemble est basé sur des mesures qui peuvent être relativement peu coûteuses (pH, température et alcalinité), ce qui réduit les coûts globaux des programmes de surveillance de l'acidification des océans. Le programme AQM est disponible sur demande à l'email de l'auteur correspondant.

Le test non paramétrique de Kruskal Wallis a été choisi pour les comparaisons entre les groupes. Tous les tests statistiques ont été réalisés à l'aide du logiciel Statistica 7.0 (TIBCO) avec un seuil de signification fixé à p < 0,05.

La méthode analytique était basée sur les procédures internationales pour les études impliquant la chimie du dioxyde de carbone inorganique dans les eaux marines15,40,41 avec les adaptations nécessaires.

Pour la détermination de TA, des échantillons d'eau ont été prélevés et filtrés dans un système de filtration Nalgene à travers des filtres GF/F avant d'être transférés dans des flacons de type DBO (300 mL, marque Kimble) et immédiatement analysés40.

La détermination potentiométrique a été effectuée avec des échantillons en double dans une cellule en verre thermostatée ouverte, où 3 ml (pour obtenir v1) et 10 ml (pour obtenir v2) de HCl 0,1 M ont été ajoutés à chaque échantillon de 100 ml42. La méthode consiste à déterminer la pente de la droite en obtenant deux points pour la fonction de Gran(F) : F(1) défini par v1 et F(2) défini par v242. Un potentiomètre Thermo Scientific Orion Star couplé à la cellule d'électrode de référence en verre Orion, modèle 8102BNUWP, a été utilisé pour les déterminations potentiométriques. L'électrode de pH a été calibrée quotidiennement avec du tampon "Tris" (0,04 m) pour les lectures d'échantillons (maximum 12 échantillons par jour). En raison du nombre réduit d'échantillons par jour, de la courte durée de la campagne océanographique et des conditions de travail constantes (source d'électricité, solutions et équipements), nous avons choisi de vérifier les performances des électrodes au début et à la fin de la campagne océanographique. . Le pourcentage d'efficacité de l'électrode variait entre 99,49 et 99,54 % concernant la valeur théorique de Nernst (59 mV). Plus de détails sont disponibles dans le potentiel d'hydrogène (pH).

La précision et l'exactitude analytiques ont été calculées à partir de cinq réplicats du matériau de référence (Dickson-CRM, pour les mesures de CO2 océanique, lot 104)43, qui ont obtenu un taux de récupération de 95 % par rapport à la valeur attendue (tableau 2). Le TA calculé a été obtenu par le programme AQM à travers l'équation : TA (µmol/kg) = 660 + 47.6S, défini par Hunter44 pour les eaux des océans Atlantique et Pacifique par le programme GEOSECS. L'alcalinité totale normalisée (NTA) a été obtenue par le programme AQM en utilisant l'équation : NTA (µmol/kg) = TA (µmol/kg) × 35/Salinité (g/kg), où 35 était supposé être la salinité représentative de les masses d'eau.

Le pH total des échantillons d'eau prélevés lors de la campagne a été déterminé en « laboratoire humide » comme suit : pHT (= − log([H+] + [(HSO4−]/co), où co est la concentration thermodynamique (1 mol /kg-soln).

La solution interne de l'électrode de pH combinée a été remplie de NaCl 0,7 m pour réduire la jonction liquide potentielle. La force électromotrice (emf) de l'électrode était liée à la concentration molaire du proton [H+], comme le montre l'équation. (2).

où : E° est le potentiel d'électrode standard, déterminé en titrant une solution de NaCl 0,7 m avec du HCl45 0,179 M. Les valeurs de pHT (échelle totale) ont été mesurées immédiatement après chaque prélèvement à une température constante de 25°C dans une cellule thermostatique reliée à un bain thermostatique microprocessé à circulation externe (Qimis) pour éviter les biais de température46. Les déterminations ont été effectuées par le potentiomètre Thermo Scientific Orion Star couplé à l'électrode de référence en verre Orion avec une solution de remplissage de chambre externe de NaCl de 0,7 m, modèle 8102BNUWP. La pente analytique de l'électrode était de ± 0,13 mV (valeur théorique de Nernst à 25 °C). L'électrode a été calibrée avec un tampon « Tris » (0,04 µm) préparé au laboratoire47, où les valeurs de pH ont été attribuées par spectrophotométrie (méthode m-crésol)16,40,48. Le tampon « Tris » permet une précision de 0,001 unités de pH unités47,49. Par la suite, à l'aide du programme AQM, les résultats de pH ont été corrigés de la température enregistrée au moment du prélèvement (pHt = pH25 + A + Bt + Ct2)50.

Le dosage de Ca et TB a été réalisé à l'aide d'un MIP OES (spectromètre d'émission optique à plasma induit par micro-ondes, 4200 MP-AES, marque Agilent). Les courbes analytiques externes ont été réalisées avec des étalons monoélémentaires (1000 mg/L, VHG®) avec des concentrations allant de 0,1 à 10 mg/L dans une matrice d'eau ultra pure. Un test d'influence de la matrice a été effectué dans lequel il a été constaté que les signaux de bore et de calcium ne montraient aucune différence significative entre les matrices d'eau ultrapure et la solution de NaCl à 500 mg/L. Le calcium et l'acide borique calculés ont également été obtenus à l'aide des équations : [Ca2+]T = 2,938 × 10−4 × S15, et [B]T = 0,000416 × (S/35)51. Les valeurs analysées par rapport aux valeurs calculées de Ca et de TB dans les échantillons d'eau ont montré une erreur relative (RE%) de 0,2 à 8 % (tableau 3).

Tous les paramètres du système CO2 inorganique (CO2, \({\text{CO}}_{3}^{2-}\), \({\text{HCO}}_{3}^{-}\) , DIC, ρCO2, ΩCalc et ΩArag) ont été calculés en utilisant la constante de dissociation du système carbonate K52 définie comme suit :

\({lnk}_{B}^{*}\)53

\({lnk}_{Si}^{*}\)54

\({lnk}_{1}^{*}\)(H3PO4)55

\({lnk}_{2}^{*}\) (\({H}_{2}{PO}_{4}^{-}\))55

\({lnk}_{3}^{*}\) (\({HPO}_{4}^{2-}\))55

\({lnk}_{2}^{*}\) (\({CO}_{3}^{2-}\))56

Les concentrations aqueuses (CO2(aq)) et la pression partielle (ρCO2) ont été calculées à partir des variables de température, salinité, pH et TA et en utilisant la constante thermodynamique et stoechiométrique K (\({pk}_{1}^ {o}\), \({pk}_{2}^{o}\), \({pk}_{1}^{*}\) et \({pk}_{2}^{ *}\))57,58. L'AQM a également été utilisé dans cette phase, facilitant les calculs.

L'équation des flux de CO2 entre les océans et l'atmosphère est définie entre le CO2 aqueux et le CO2 saturé, définis comme suit (Eq. 3) :

Le CO2 aqueux et le CO2 saturé sont des composants qui caractérisent "l'équilibre" de l'équation de flux (Eq. 3) déterminée dans cette étude à l'aide du programme AQM. La vitesse du vent a un effet significatif sur l'équation de transfert de gaz. La relation entre l'échange de gaz et la vitesse du vent peut avoir des effets non linéaires sur le calcul des vitesses de transfert de gaz pour des mesures de vitesse du vent particulières, selon le plan d'échantillonnage et la vitesse du vent1. Le paramètre le plus critique dans l'équation de la vitesse de transfert des gaz (Eq. 4) en termes de fonction avec la vitesse du vent est basé sur le coefficient d'échange gazeux (kT en cm/h) :

où : u est le module de vitesse du vent à 10 m de la surface en m/s, Sc est le nombre de Schmidt du CO2 dans l'eau de mer59,60, et 660 est la valeur Sc dans l'eau de mer à 20 °C. Le nombre de Schmidt est défini comme la viscosité cinématique de l'eau divisée par un coefficient de diffusion des gaz défini comme suit (Eq. 5) par un polynôme :

Le calcul de kT (Eq. 4) considère que la vitesse du vent (u) a une dépendance quadratique fondamentale sur le calcul du flux de CO2. Typiquement, l'échantillonnage de la vitesse du vent pour le calcul de kT tient compte de la moyenne climatologique à 10 m au-dessus de la surface de l'eau61. Cependant, une telle procédure peut comporter une erreur liée à l'incompatibilité moyenne du vent et au prélèvement de CO2 in situ. De plus, la lecture de la vitesse du vent à la surface de la mer (10 m) peut produire un résultat imprécis en raison de la moyenne orographique du vent induit par la végétation. Ainsi, plus la mesure du vent est effectuée près de la surface de l'eau, plus l'effet du vent sur Sc sera important2.

Les données physico-chimiques obtenues aux quatre stations sont représentées dans les Fig. 2, 3 et 4. Les températures les plus basses ont été enregistrées au fond de chaque station, variant de 13,9 °C (S2) à 14,7 °C (S1), montrant la présence de SACW (eaux plus froides et moins salines). Dans la station 1, l'eau a émergé, montrant des températures et des salinités plus basses, comme les échantillons de fond des autres stations. A la surface de la station 1, la température était de 18,2 °C et la salinité de 35,59 psu, là où la température et la salinité semblent caractériser SACW2. Le SACW a été observé dans S2, S3 et S4 à des profondeurs intermédiaires, où la température variait de 15,4 à 16,0 °C et la salinité entre 35,55 et 35,74 psu. La présence de SACW a été observée au pied de toutes les stations. À la surface de S3–S4, les températures de l'eau variaient de 22,2 à 25,7 °C et les salinités étaient supérieures à 36 psu. Lorsque l'on s'éloigne de la côte (de S2 à 5 km), la température et la salinité augmentent en surface, caractérisant le TW, voir Fig. 2 et 3. La salinité n'a pas présenté de variations significatives entre les stations et les profondeurs (Fig. 3). Les valeurs les plus élevées ont été enregistrées à la surface de chaque station, variant de 35,59 (S1) à 36,37 psu (S2), et les valeurs les plus basses ont été enregistrées au fond, variant de 35,39 (S2) à 35,41 psu (S4).

Température des échantillons longitudinaux de la surface, du milieu et du bas de la colonne d'eau.

Salinité des échantillons longitudinaux de la surface, du milieu et du bas de la colonne d'eau.

Oxygène dissous dans les échantillons longitudinaux de la surface, du milieu et du bas de la colonne d'eau.

Toutes les stations ont montré les concentrations d'OD les plus élevées (193–216 µmol/L) dans les échantillons superficiels et les concentrations les plus faibles (180–196 µmol/L) dans les échantillons les plus bas, Fig. 4. Les teneurs en OD les plus élevées ont été obtenues en S2, S3 , et S4, entre 10 et 20 m de profondeur, où la respiration peut prédominer sur la productivité, rendant cette masse d'eau plus riche en carbone organique et inorganique et en nutriments20. Ainsi, lorsque le SACW remonte à la surface, il apporte de l'eau riche en CO2 et en nutriments et appauvrie en O2. En eau peu profonde, l'augmentation de la solubilité de l'oxygène est favorisée par la photosynthèse et les échanges gazeux avec l'atmosphère (Fig. 4).

Il a été observé à travers une série de données quotidiennes (de septembre 2006 à décembre 2016) de la zone d'étude que les vitesses des vents NE et SW ont augmenté à partir de l'année 2010. Entre 2010 et 2015, cette augmentation a été simultanée avec les périodes où la SST a montré une tendance à la baisse favorisant des vitesses de vent NE et SW plus élevées et une plus grande intensité de la résurgence de Cabo Frio de 2010 à 2015. Entre 2012 et 2013, les événements El Niño et La Niña ont été observés, ce qui a favorisé les variations les plus considérables de SST donné par les écarts importants de la moyenne, vérifiée par le SST le plus bas concernant les autres périodes de la série temporelle (Figs. 5 et 6).

Vitesse du vent dans les quadrants SW et NE (ligne bleue) avec la variation respective de la température de surface de la mer (SST) dans la zone d'upwelling Cabo Frio/RJ (cercle avec une barre verticale en rouge), montrant la température moyenne et l'écart type entre 09 /2006 et 12/2016, selon les événements El Niño et La Niña légers (Faibles) et modérés à forts (Mod. à Str.).

Grille de température de la température de surface de la mer (SST) à la remontée d'eau de Cabo Frio obtenue par krigeage des données SST (1995–2016). Points bleus (froids) : durée et intensité du phénomène d'upwelling. Red blots (hot) : durée et intensité des anomalies de température. Ellipse : SST dans la période correspondant à la campagne d'échantillonnage. Rectangle hachuré : Str — période d'augmentation de la magnitude du vent (de 2010 à 2016) ; Faible - absence d'événements d'El Niño léger (de 2012 à 2013) ; et Mod. To Str — vents modérés à forts (de 2006 à 2010).

En revanche, avant 2010, des événements El Niño et La Niña modérés à forts ont affecté le phénomène de résurgence de Cabo Frio en réduisant son intensité, en augmentant la SST et en diminuant la vitesse du vent (Fig. 5 et 6). Elias62 avait déjà observé un schéma similaire dans la résurgence de Cabo Frio, mais sur une échelle de temps plus large que les périodes El Niño, considérant des vents plus forts responsables de changements dans le schéma du processus de résurgence, générant des réflexes dans le processus de résurgence local. L'auteur a également constaté que le phénomène de résurgence de Cabo Frio est lié à la fréquence des événements El Niño et La Niña, provoquant des changements dans la SST et la dynamique des vents au fil des saisons. Ainsi, affectant le transport et la dispersion des nutriments du fond de la mer à la surface dans le voisinage de la remontée d'eau.

Au cours de la période de prélèvement d'échantillons d'eau en janvier 2016, selon les Fig. 5 et 6, les températures de surface de la mer augmentaient (en moyenne de 20 à 22 °C) en raison du fort El Niño survenu en 2015. De plus, une diminution de la vitesse moyenne du vent de 10 à 8 m/s a été observée (Fig. . 5). Cette diminution de la vitesse du vent a corroboré l'augmentation de la température des échantillons d'eau prélevés lors de la campagne océanographique de janvier 2016 (22,7 ºC en moyenne). Cette température moyenne est encore plus basse par rapport à la moyenne constatée entre les années 2006 et 2010 (Figs. 5 et 6).

Lorsque les événements El Niño et La Niña sont rares ou absents, on observe que la SST diminue et que le vent s'accélère, augmentant l'intensité de la résurgence de Cabo Frio (Figs. 5 et 6). Il a également été observé que la durée des événements plus modérés El Niño et La Niña diminuait l'intensité de la résurgence, provoquant une augmentation des SST et une diminution de la vitesse des vents NE et SW (Figs. 5 et 6). Cette relation entre la SST et les vitesses du vent peut être confirmée en comparant les quantiles de vitesse du vent avec la SST dans un graphique de dispersion de tracé Q – Q. Ce test statistique a montré que les variables (vitesse du vent x SST) ont un comportement similaire dans les deux sens du vent (R2NE = 0,99 et R2SW = 0,94). De plus, la régression linéaire a montré que plus la SST est faible, plus la vitesse du vent est élevée (Fig. 7).

Diagramme quantile-quantile (QQ-plot) affichant la distribution des données de SST et de vitesse du vent de 2006 à 2016 dans la zone d'upwelling de Cabo Frio. Points bleus : vent de SW. Points verts : vent de NE. Lignes rouges : équation linéaire la mieux ajustée. Ligne verte : courbe de tendance de l'intensité du vent NE ; ligne bleue : courbe de tendance de l'intensité du vent SW, toutes deux ajustées à des bandes de prédiction à 95 %.

Les données SST et El Niño et La Niña présentées sur la Fig. 6, qui ont mis en évidence une influence sur la configuration des vents dans la zone d'upwelling de Cabo Frio (Fig. 5), peuvent être liées au mouvement de nutation lunaire. L'effet le plus évident est l'emprisonnement d'eau dans un cycle nodal ou Saros dans chaque hémisphère en raison de l'altération du centre de gravité entre la Lune et la Terre63.

Ce cycle de 18,6 ans coïncide de 1993 à 2011, avec une déclinaison minimale de l'orbite lunaire (− 18,35°) en 1998 et maximale (− 28,65°) en 2006. La déclinaison lunaire minimale s'est produite à nouveau dans le cycle Saros suivant en 2016 (États-Unis Observatoire des éphémérides navales). Cette observation a coïncidé avec le piégeage des eaux les plus chaudes de l'hémisphère sud, ce qui peut influencer la diminution de la fréquence du phénomène de résurgence de Cabo Frio et augmenter les effets d'El Niño et de La Niña sur la résurgence en diminuant les vents. À partir de 2010, la fréquence de l'upwelling est devenue plus intense, avec une diminution plus importante de la SST entraînant les vitesses de vent les plus élevées observées en raison de la diminution des effets d'El Niño et de La Niña sur l'upwelling. Exceptionnellement, concernant les autres années de la série temporelle, à partir de 2010, on observe une variation plus importante de la SST (en moyenne de − 3 °C) et de la vitesse du vent (en moyenne de + 4 m/s) (Fig. 5) . Des effets similaires de ces changements récents dans les systèmes d'upwelling ont déjà été décrits64 pour comprendre l'état de saturation en aragonite dans les zones de mousson en Indonésie65.

La figure 8 a montré que le pH n'avait pas de modèle dans le profilage de chaque station ou entre les stations. La valeur moyenne entre les stations variait de 7,93 à 7,96. D'autre part, les concentrations de TA ont montré les valeurs de surface les plus élevées dans toutes les stations (2587–2614 µmol/kg), avec la concentration la plus élevée dans S3 (2614 µmol/kg). [CO32−] semble contribuer significativement (R = 0,95 ; p < 0,05) aux valeurs de TA des saisons.

pH et alcalinité des échantillons longitudinaux de la colonne d'eau de surface, moyenne et inférieure.

La concentration moyenne la plus élevée de \({\text{HCO}}_{3}^{-}\) dans S1 (2018 µmol/kg), semble contribuer fortement (R = 0,92 ; p < 0,05) aux valeurs DIC (2203 µmol/kg). Une partie du [\({\text{HCO}}_{3}^{-}\)] en S1 s'explique par l'augmentation du ρCO2 généré par la décomposition de la matière organique d'origine naturelle présente dans la résurgence des eaux66 ,67 (réactions 7–9).

SACW contribue également en tant que source de \({\text{HCO}}_{3}^{-}\), dans S1 via le phénomène d'upwelling. Les valeurs de ΩCalcite, ΩAragonite et \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) étaient plus élevées à la surface de chaque station (ΩCalcite = 4,80–5,48 ; ΩAragonite = 3,10–3,63, et \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) = 189–216 µmol/kg), Fig. 9. Le mélange des masses d'eau favorisé par la bathymétrie semble influencer les valeurs élevées de la système carbonaté dans les eaux de surface. SACW, riche en nutriments par rapport aux autres masses d'eau de la région66, fournit une activité photosynthétique qui affecte les constantes d'équilibre du système carbonaté2,17, favorisant l'augmentation de l'état de saturation, des concentrations de carbonate et de TA. Les réactions d'équilibre 4 et 5 élucident ce processus.

État de saturation en calcite (ΩCalcite) et concentration en carbonate (µmol/kg) des échantillons longitudinaux de la surface, du milieu et du fond de la colonne d'eau.

Des recherches récentes68,69,70 ont suggéré que le Ω de l'eau de mer ne contrôle pas le taux de calcification (liquide calcifiant). Autrement dit, nous ne pouvons pas simplement lier la disponibilité du carbonate (affectée par la diminution des valeurs de pH) au taux de calcification. Jusqu'à présent, aucun transporteur \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) n'a été trouvé dans les organismes calcifiants (par exemple, les coccolithophoridés). Inversement, il existe de nombreuses preuves de transporteurs \({\text{HCO}}_{3}^{-}\). Le bicarbonate contenu dans le fluide calcifiant permet la formation de carbonate de calcium (réaction 6).

Les réactions impliquant la formation de carbonate de calcium dépendent du gradient électrochimique (\({H}^{+}\)) entre le milieu marin et les tissus des organismes et du Ω approprié (supérieur) dans le liquide cytoplasmique. Plusieurs lacunes doivent encore être clarifiées concernant la calcification des organismes marins6,71,72. Le pH est une mesure magistrale pour sa participation à diverses réactions d'équilibre chimique (concentration de protons), grâce à laquelle des données précises sur la spéciation et la quantification du système carbonate peuvent être obtenues à des coûts réduits1,13,73.

Les événements El Niño et La Niña peuvent fortement affecter les paramètres du système carbonaté puisque ces paramètres sont affectés par SACW. L'influence directe est le transport du bicarbonate, tandis que l'influence indirecte est le transport des nutriments par le SACW stimulant l'activité photosynthétique des eaux de surface (réactions 4 et 5), éliminant le CO2 de l'eau. Il est essentiel de souligner qu'au cours de la période d'échantillonnage (janvier/2016), il y a eu un événement El Niño extrême, affectant le phénomène d'upwelling et favorisant une augmentation de la SST et une diminution de la vitesse des vents NE et SW. Le scénario inverse s'est produit avant 2010 lorsque les moyennes de SST étaient plus élevées et les vitesses du vent étaient plus faibles que les années suivantes (Fig. 5, 6 et 7).

Les valeurs du système carbonaté discutées ci-dessus ont montré que la zone étudiée a un faible effet corrosif, contrairement aux autres eaux de remontée présentant généralement des valeurs de pH inférieures à 7,80 et un état de saturation en carbonate réduit (< 1,0)1. Le faible effet corrosif était probablement dû au mélange des masses d'eau (SACW et TW) et à l'upwelling de faible intensité par la diminution des vitesses de vent NE 5 jours avant la collecte (Figs. 5 et 6), caractérisant les effets de l'intense El Niño sur le système d'upwelling de Cabo Frio.

Dans l'échantillonnage temporel (S2), l'effet de la lumière solaire sur les paramètres du système carbonaté sur 12 h n'a pas été élucidé (Figs. 10 et 11). Les valeurs moyennes de pH, TA, DIC, ρCO2, ΩCa et ΩAr étaient similaires dans les échantillons jour/nuit, respectivement : pH = 7,96/7,97 ; TA = 2,626/2,632 µmol/kg ; DIC = 2,231/2,215 µmol/kg ; ρCO2 = 523/518 µmol/kg ; ΩCa = 4,6/4,6 et ΩAr = 3,0/3,0. Dans ce scénario d'échelle de temps, les variables physiques (température et salinité) étaient déterminantes dans la dynamique des paramètres du système carbonaté concernant les processus biologiques (respiration et photosynthèse). Il était également évident, à travers la Fig. 10, qu'il y avait un mélange entre les couches TW (température supérieure à 18 ° C et salinité 36–37,37 psu) et SACW (température inférieure à 21 ° C et salinité entre 34,29 et 36,19 psu) sur le période d'échantillonnage.

Échantillonnage temporel. Température (°C), salinité (psu), état de saturation de l'aragonite et de la calcite. Axe X : heure–jour. Axe Y : coordonnées des stations. Axe Z : Profondeur-m. Données échantillonnées de 13h00 à 1h00 du matin les 20 et 21 janvier 2016.

Échantillonnage temporel. Alcalinité totale (µmol/kg), bicarbonate (µmol/kg), carbone inorganique dissous (µmol/kg), potentiel hydrogénique (pH). Oxygène dissous (µmol/kg) et pression partielle de dioxyde de carbone (atm). Axe X : heure–jour. Axe Y : coordonnées des stations. Axe Z : Profondeur-m. Données échantillonnées de 13h00 à 1h00 du matin les 20 et 21 janvier 2016.

Les moyennes des paramètres du système carbonaté entre les couches superficielles (TW) et inférieures (SACW) étaient distinctes, respectivement : ΩCa = 5,2 et 3,9 ; ΩAr = 3,4 et 2,6 ; TA = 2642 et 2624 µmol/kg ; \({\text{HCO}}_{3}^{-}\) = 2026 et 2217 µmol/kg ; DIC = 2182 et 2284 µmol/kg ; pH = 7,99 et 7,94 ; DO = 218 et 181 µmol/kg, et ρCO2 = 483 et 566 µmol/kg. Les valeurs DIC plus élevées dans SACW étaient dues aux valeurs plus élevées de ρCO2 et HCO3− (2026–2217 µmol/kg), déjà discutées dans la section sur le système de carbonate. La réaction 1 explique les concentrations plus élevées de \({\text{HCO}}_{3}^{-}\) dans cette masse d'eau. L'augmentation de ρCO2 trouvée dans SACW a été causée par la décomposition de la matière organique autochtone dans les eaux de remontée66,67 (réactions 7-9). Des concentrations plus élevées de \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) en surface (189–202 µmol/kg) semblent contribuer aux valeurs plus élevées de l'état de saturation de la calcite et de l'aragonite (Réaction 6) affecté par la résurgence sur 12 h. Les valeurs plus élevées de l'état de saturation en carbonate en surface (TW) sont favorisées par l'activité photosynthétique qui augmente la concentration en ions carbonate (voir réaction 1).

Le modèle utilisé dans les Fig. 10 et 11 pour spatialiser la température et le système carbonaté sur le temps de collecte (X) et la profondeur (Y) montre clairement un mélange entre les masses d'eau TW et SACW. L'intensité réduite de l'upwelling (du 20 au 21 janvier 2016) suggère l'influence du vent de NE pendant la journée. La moindre intensité de la résurgence en période de collecte du 20 janvier au 21 janvier 2016 (Fig. 6) suggère que les effets du vent local de NE soufflant intensément vers le continent (onshore) en journée par un gradient de température plus important entre l'océan et le continent, peuvent également favoriser le piégeage ou l'empilement des masses d'eau de surface le long de la côte. D'autre part, avec l'augmentation de la température de l'eau, les vents soufflent vers l'océan (offshore) la nuit, accentuant l'effet de résurgence du SACW et son approche de la côte. Ce processus de résurgence pendant la nuit peut être observé par les valeurs inférieures de température et d'oméga (Fig. 10). De plus, les valeurs plus élevées de TA, DIC et [\({\text{HCO}}_{3}^{-}\)] et la diminution du pH pendant la nuit confirment l'effet de la remontée d'eau SACW (Fig. 11).

Le système de carbonate de la présente étude, par rapport à d'autres zones d'étude, a montré un effet corrosif plus faible de SACW, probablement en raison des phénomènes d'El Niño et de La Ninã sur l'upwelling de Cabo Frio diminuant son intensité (voir point 3.1.2). Des études1 du système carbonaté menées dans l'Atlantique Sud (Bassin Océanique Sergipe/Alagoas, Brésil) ont montré une eau plus corrosive de SACW (250 m de profondeur), avec les valeurs suivantes : pH = 7,74 mol/kg-soleil ; ρCO2 = 953 µmol/kg ; ΩCa = 1,9 ; DO = 146 µmol/kg et ΩAr = 1,2. Une autre étude65 a souligné l'effet des événements d'upwelling sur l'état de saturation de l'aragonite, montrant des valeurs inférieures (2,97 à 3,44) par rapport à la zone non affectée par l'upwelling (4,45 à 3,57). Une étude antérieure5 a également décrit le même effet corrosif de l'eau acidifiée remontée sur le plateau continental. Tous ces auteurs ont suggéré l'effet corrosif des eaux de remontée (pH < 7,75 et ΩAr < 1,0).

Récemment, les zones côtières ont attiré une attention considérable en raison des flux de CO274,75,76,77. Ces chercheurs ont généré ces flux de CO2 car ils étaient motivés par des tentatives pour comprendre l'effet du CO2 sur l'acidification des océans et le rôle des zones côtières dans la séquestration du CO2. Quelles que soient leurs motivations, les valeurs générées par ces flux de CO2 sont imprécises au niveau de l'interface entre l'eau et l'air2,61,78. En effet, les K physiques fondamentaux, tels que le nombre de Schmidt et les composants du coefficient d'échange gazeux (KT) de l'équation de flux, sont limités lorsqu'ils sont pris en compte dans les expériences sur le terrain une fois qu'ils sont générés empiriquement dans des conditions de laboratoire contrôlées. Un tel K ne tient pas compte d'autres facteurs qui interagissent avec le flux de CO2, tels que : l'interface de turbulence eau/air, les bulles d'air, les substances tensioactives et les précipitations. Quelle est l'erreur associée pour estimer le débit avec ces facteurs physiques qui ne sont pas pris en compte et les conditions de laboratoire supposées ? Le flux moyen de CO2 de l'eau vers l'atmosphère dans ce travail était de 0,12 mmol/m2/jour, ce qui est relativement faible par rapport à l'estuaire de Caravelas (5–1,377 mmol/m2/jour)16, et le flux moyen de CO2 trouvé dans remontées d'eau au large des côtes chiliennes (1,6–2,19 mmol/m2/dia)79.

Cette étude a présenté de nouvelles données préliminaires sur la dynamique de "l'acidification" dans l'upwelling de Cabo Frio régi par les phénomènes El Niño et La Niña, qui contrôlent la SST. En outre, il a démontré l'importance de mettre en œuvre des études saisonnières avec des protocoles impliquant des techniques analytiques plus sensibles avec une plus grande précision et un coût réduit pour générer plus de données et promouvoir les connaissances sur le système carbonaté le long de la côte brésilienne1.

L'oscillation australe El Niño pourrait affecter l'intensité de l'upwelling en augmentant la SST. Ce phénomène climatique influence le système carbonaté puisque ces paramètres sont affectés par le SACW. Le carbonate de calcium semble responsable de l'augmentation des valeurs de TA dans toutes les stations étudiées. En revanche, dans la station S1, le DIC a été influencé par les concentrations de bicarbonate des eaux de remontée. Dans l'échantillonnage temporel (S2), l'effet de la lumière du soleil sur les paramètres du système carbonaté sur 12 h n'a pas été observé.

Enfin, les résultats de notre étude soulignent l'importance des phénomènes ENOS, et le cycle nodal doit être considéré dans les études d'acidification des océans dans les zones de résurgence. Des études interdisciplinaires avec la mise en place d'un protocole spécifique aux échelles temporelles et saisonnières sont nécessaires pour comprendre les effets sur le biote et soutenir les modèles de changement climatique.

Les ensembles de données utilisés et/ou analysés au cours de la présente étude sont disponibles auprès de l'auteur correspondant sur demande raisonnable.

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Les auteurs déclarent qu'aucun fonds, subvention ou autre soutien n'a été reçu lors de la préparation de ce manuscrit. Tous les auteurs certifient qu'ils n'ont aucune affiliation ou implication dans une organisation ou une entité ayant un intérêt financier ou non financier dans le sujet ou les matériaux abordés dans ce manuscrit.

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Carlos Augusto Ramos et Silva, Livia Viana de Godoy Fernandes, Thaise Machado Senez Mello et Nicole Silva Caliman Monteiro

Département de biologie marine, Université fédérale Fluminense, Niteroi, 59075-970, Brésil

Carlos Augusto Ramos et Silva

Centre d'étude de l'eau, de la biomasse et du pétrole (NAB), Université fédérale Fluminense, Niterói, 24210-330, Brésil

Carlos Augusto Ramos et Silva, Humberto Marotta, Anderson Araújo Rocha & Raimundo Nonato Damasceno

École agricole de Jundiaí, Université fédérale du Rio Grande do Norte, Macaíba, 59280-000, Brésil

Flavo Elano Soares de Souza

Laboratoire des processus sédimentaires et environnementaux (LAPSA), Université Fédérale Fluminense, Niterói, 24210-346, Brésil

Humberto Marotta

Institut de recherche marine de l'amiral Paulo Moreira, Arraial do Cabo, 28930-000, Brésil

Flavio da Costa Fernandes, Ricardo Coutinho & Lohengrin Dias de Almeida Fernandes

Laboratoire des écosystèmes et du changement global (LEMG), Laboratoire international du changement global (LINCGlobal), Niterói, Brésil

Ludmila Caetano dos Santos

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Correspondance à Carlos Augusto Ramos e Silva.

Les auteurs ne déclarent aucun intérêt concurrent.

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Réimpressions et autorisations

Silva, CARe, de Godoy Fernandes, LV, de Souza, FES et al. Système carbonaté dans l'upwelling du cap Frio. Sci Rep 13, 5292 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-31479-x

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Reçu : 24 novembre 2022

Accepté : 13 mars 2023

Publié: 31 mars 2023

DOI : https://doi.org/10.1038/s41598-023-31479-x

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