Nous souhaitons remercier Fanny Adloff, Kazuyo Tachikawa ainsi que Giuseppe Siani pour leurs conseils et leur expertise qui ont grandement contribué à l’écriture de cet article. Les ressources informatiques ont été mises à disposition par le CCRT.

1 - Introduction

1.1 - Les sapropèles

1Les sapropèles font référence à des périodes de forte anoxie des eaux profondes méditerranéennes pour lesquelles la matière organique ne se détériore pas et laisse une trace dans les archives sédimentaires, caractérisées par des couches sombres riches en sédiments organiques marins (Rohling, 1994). Depuis la découverte des sapropèles, de nombreux travaux se sont focalisés sur les mécanismes conduisant à une anoxie des eaux profondes. L’hypothèse la plus probable est attribuée au renforcement des moussons africaines, évènements majeurs modulés par l’indice de précession terrestre (Rossignol-Strick et al., 1982). Des précipitations plus importantes sur le massif éthiopien alimenteraient le bassin versant du Nil et augmenteraient de façon significative le débit du Nil. Une telle arrivée d’eau douce serait à même de stratifier suffisamment la colonne d’eau pour fortement réduire la circulation thermohaline intermédiaire et profonde et par conséquent diminuer leur apport en oxygène. De nombreux auteurs, en particulier Rohling et al. (2015), ont replacé ces sapropèles dans un cadre géologique beaucoup plus large. Ces sapropèles, s’ils se produisent environ tous les 20 000 ans, se manifestent de manières différentes selon les contextes géologiques où ils se situent. Nous savons qu’à partir du moment où le passage Est-Téthysien entre la Téthys et l’océan Indien se ferme (Hamon et al., 2013), et que la seule entrée d’eau en mer Méditerranée est le détroit de Gibraltar, il y a 14 millions d’année, les premiers sapropèles commencent à être observés. Ceux-ci se produisent donc dans des contextes très différents de l’actuel où il n’y a pas de cryosphère dans l’hémisphère nord. Ils sont évidemment interrompus lors de la crise Messinienne il y a 5,2 millions d’années, mais se remettent en place dès la fin de la crise et perdurent jusqu’au dernier en date. Les sapropèles se manifestent donc à la fin du Tertiaire et pendant le Quaternaire durant les phases glaciaires et interglaciaires. Les six dernières crises sont les mieux connues car elles interviennent au moment du dernier cycle glaciaire-interglaciaire. Mais le plus documenté des sapropèles est le dernier, le S1, auquel nous nous intéresserons dans cet article. Celui-ci, daté entre 10 000 et 7 000 ans BP, aurait été amorcé par de fortes précipitations africaines démarrant à 14 000 ans BP. Ce scénario, décrit plus haut, qui relie l’amplification des moussons (minimum de précession) aux flux d’eau en Méditerranée et à l’inhibition de la convection, est corroboré par le lien chronologique entre variation de l’insolation et occurrence des sapropèles (fig. 1). De plus, plusieurs études isotopiques ont montré des baisses de température de surface et de salinité en Méditerranée orientale, ainsi qu’une mousson africaine amplifiée et un Nil ayant été plus actif pendant la période du S1 (Emeis et al., 2000 ; Kallel et al., 1997 ; De Menocal et al., 2000 ; Tachikawa et al., 2015 ; Siani et al., 2013).

1.2 - État de l’art et objectifs

2Pour étudier un événement comme le sapropèle, impliquant une chaine de processus dynamiques, biologiques et géologiques, la modélisation numérique est le moyen le plus adapté pour permettre une description détaillée allant des variations des paramètres orbitaux jusqu’à la dégradation de la matière organique. Plusieurs études de modélisation se sont déjà focalisées sur la question des sapropèles (Myers et al.,1998 ; Meijer & Tuenter, 2007) mais ce n’est que récemment que des travaux ont cherché à décrire le S1 de manière plus complète. Ainsi Adloff (2011), utilisant un modèle d’une résolution 1/4°, a montré que le Nil seul n’est pas à même de déstabiliser pendant plusieurs millénaires la circulation intermédiaire et profonde de la Méditerranée, avec un apport d’eau correspondant au débit accru du Nil lors de la dernière période humide africaine, il y a 10 000 ans. Ce constat, appuyé par une étude supplémentaire modélisant la biogéochimie de la Méditerranée, et utilisant les mêmes conditions qu’Adloff (ainsi que le même modèle; Grimm et al., 2015), pointe que l’origine du sapropèle S1 ne serait pas le Nil mais un pré-conditionnement froid et peu salé venant de l’Atlantique, et ayant pour origine le dernier événement de Heinrich. Ainsi la dernière crise de sapropèle serait en réalité liée à la déglaciation des calottes de glace de l’hémisphère nord. Cela est particulièrement le cas lors du dernier évènement de Heinrich, lorsque des eaux très froides et peu salées pénètrent par le détroit de Gibraltar et remplissent les fonds du bassin Méditerranéen. Même si cette explication paraît très contextuelle, puisqu’elle est reliée à la déglaciation et donc n’expliquerait qu’une minorité d’événements de sapropèles, elle n’est pas non plus à écarter car les mécanismes sous-tendant ces événements sont loin d’être intégralement compris. Il importe donc de tester le scénario d’augmentation du flux du Nil avec d’autres modèles pour analyser si les précédents résultats sont robustes, c’est-à-dire, s’ils peuvent être reproduits par d’autres modèles. C’est pour cela que, dans cet article, nous souhaitons quantifier l’impact d’une même perturbation du Nil mais avec un modèle océanique mieux résolu spatialement (1/8°). Ici nous nous intéresserons particulièrement à la mise en place du sapropèle, c’est-à-dire à la réponse dynamique de la mer Méditerranée à un flux d’eau plus important venant du Nil. Cette première étape nous permettra de savoir si notre modèle est suffisamment sensible pour ce type d’expérience.

2 – Matériel et méthodes

3Grâce aux développements récents effectués pour le couplage global/régional du modèle de l’IPSL (Institut Pierre Simon Laplace) pour la Méditerranée (Li et al., 2012), il est désormais possible d’utiliser des simulations paléo-climatiques pour forcer des modèles régionaux. Dans cette étude préliminaire, nous n’avons pas utilisé de simulations paléo-climatiques mais simplement forcé le modèle par une climatologie actuelle (ERA-interim). Nous avons utilisé le modèle couplé océan-atmosphère LMDZ-NEMOMED8 déjà utilisé dans de précédentes études sur le climat actuel (L’Hévéder et al., 2013). Le modèle atmosphérique, LMDz4-regional (Li et al., 2012), a une résolution de 30 km sur la région méditerranéenne. Le modèle océanique, NEMOMED8 (Beuvier et al., 2010), a une résolution horizontale de 1/8° de degré (9 km au nord, 12 km au sud) pour 43 niveaux verticaux. L’importance d’un modèle à haute résolution vient du fait qu’il faut une grande précision pour simuler les vents d’Ouest d’hiver qui, combinés aux températures de surface océaniques froides, sont capables de faire plonger les eaux de surface vers des niveaux intermédiaires et profonds. Pour tester la sensibilité du modèle, nous avons choisi deux configurations notables où seul le débit du Nil a été modifié : l’une simulant un débit préindustriel (3 000 m³.s^-1, expérience NIL PI) (Rivdis Database) et l’autre utilisant une estimation du débit pour la période autour de 10 000 ans BP (15 000 m³.s^-1 expérience NIL X5) (Marzin & Braconnot, 2009). En effet des simulations réalisées dans le cadre de PMIP2 (Braconnot et al., 2007) pour l’Holocène moyen permettent de quantifier l’impact de l’insolation sur les moussons africaines et donc les changements de ruissellement dans le bassin versant du Nil. Nous avons mené pour chaque expérience des simulations de 180 ans et avons fait des moyennes climatiques sur les 30 dernières années. Il ne s’agit donc pas d’étudier le maintien des sapropèles mais leur démarrage. L’atmosphère globale est forcée par 20 années de ré-analyses de données météorologiques sur la période 1979-1999 prises de manière aléatoires afin d’éviter la tendance relative au changement climatique. Le modèle régional tourne de manière libre (non rappelé par une climatologie).

3 – Résultats

3.1 - Arrêt de la circulation thermohaline

4Pour diagnostiquer l’état de la circulation thermohaline de la mer Méditerranée, nous avons représenté la fonction de courant zonale et méridienne (fig. 2) avec la définition standard utilisée en météorologie et en océanographie :

5où cy et cx est la fonction de courant zonale et méridienne respectivement en coordonnées cartésiennes, u et v la vitesse zonale et méridienne respectivement, hf la profondeur de fond, ainsi que yn, ys, yo, ye, la coordonnée Nord, Sud, Ouest et Est respectivement.

Pour l’expérience simulant un Nil préindustriel, le modèle reproduit de manière très fiable la circulation de surface : les eaux atlantiques relativement peu salées rentrent par Gibraltar, suivent la côte africaine, gagnent en salinité et en densité par évaporation dans le bassin Levantin, et sortent en profondeur à Gibraltar sous les eaux entrantes (fig. 2A). Le modèle reproduit également les cellules de convection dans le bassin Ionien et Levantin, qui sont les principales sources d’oxygénation des eaux profondes. Nous voyons d’emblée qu’un débit du Nil plus intense fait complètement disparaître ces cellules, et diminue l’épaisseur de la cellule de surface (fig. 2B). Au niveau de la circulation méridienne, nous observons que les points de convections en mer Adriatique et en mer Égée subissent un fort changement avec une diminution sensible des cellules de convections (fig. 2C, D, E, F). Cette perturbation brusque, sur un temps relativement court, s’explique par le trajet que suit l’eau douce déchargée par le Nil. À cause de la rotation terrestre, cette eau est déviée vers l’Est en suivant la côte, et impacte directement les zones de convection en mer Adriatique et en mer Égée. Ainsi la perturbation que nous avons produite a un résultat dynamique souhaité, c’est-à-dire une augmentation marquée de la stratification, ce qui est favorable à l’anoxie des eaux profondes.

3.2 – Comparaison aux données : salinité de surface, bilan d’eau douce et transport

6Pour un débit du Nil plus intense – donc davantage d’eau douce déversée dans la Méditerranée – nous devrions nous attendre à une baisse de salinité dans le bassin oriental, comme le montrent les reconstructions de salinité à partir des mesures du ¹⁸O des foraminifères planctoniques (Kallel et al., 1997 ; Emeis et al., 2000). À l’équilibre, la salinité simulée avec un Nil préindustriel est en accord avec les données observées. Pour l’expérience NIL X5, nous observons en effet des valeurs plus faibles que pour la simulation préindustrielle, mais restant néanmoins éloignées des valeurs attendues à partir des salinités reconstruites pour le S1. L’amplitude atteinte par nos simulations ne va pas en dessous de 38.2 PSU, alors que les données montrent 36.7 et 35.7 PSU. (fig. 3). Cette différence peut s’expliquer par le bilan hydrologique de la mer Méditerranée. 

7En effet, le bassin Méditerranéen est globalement déficitaire, c’est-à-dire qu’annuellement, l’évaporation excède les précipitations et les apports fluviaux. Cette perte en eau est compensée par un flux net à Gibraltar d’environ 1 Sv, qui est correctement représenté dans le modèle (tab.1). Ainsi, même si l’on perturbe positivement le fleuve majoritaire, le Nil, de 12 000 m³.s^-1 (soit 0,0012 Sv), nous restons toujours dans un état où l’évaporation domine (tab.2). De plus, même avec une configuration couplée, les forçages atmosphériques sont les mêmes pour les deux simulations, avec donc un forçage en température similaire qui donne à la fin une évaporation identique pour les deux expériences. Le système que nous modélisons ne permettant qu’un degré de liberté sur le Nil, nous obtenons donc, à évaporation identique, une salinité uniquement modulée par l’apport d’eau du fleuve qui est minoritaire dans le bilan.

Fig. 2 : Fonctions de courant zonale et méridienne en mer Méditerranée

4 – Conclusion

8Le modèle couplé LMDZ-NEMOMED8 est capable de représenter les caractéristiques principales de la mer Méditerranée. En réponse à un flux d’eau douce important en provenance du Nil, le modèle réagit rapidement et parvient à stratifier la mer Méditerranée et à diminuer fortement la convection intermédiaire et profonde. L’impact de la perturbation affecte en premier les zones de formation d’eaux profondes en mer de Crête et en mer Adriatique. Cependant ces résultats ne peuvent servir que d’étude préliminaire pour le sapropèle S1. En effet, il faudrait d’une part augmenter les temps de simulations pour vérifier si la perturbation engendrée par le Nil est à même de perdurer sur plusieurs milliers d’années (temps caractéristique du S1), et d’autre part être capable de simuler un climat type début Holocène afin de forcer le plus fidèlement possible le modèle méditerranéen. De manière plus générale la modélisation des sapropèles passe par la modélisation de l’évolution de l’oxygène. Ceci constitue la prochaine grande étape de ce travail : à partir de simulations beaucoup plus longues et de modélisation biogéochimique, nous serons en mesures de représenter l’évolution de l’oxygène. À terme, nous souhaiterions être en mesure d’appliquer ce type de méthode à l’ensemble des sapropèles, c’est-à-dire de trouver une explication générique permettant de modéliser chaque événement.