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CHAPITRE 5

L’enveloppe gazeuse de la Terre

le couple atmosphère – hydrosphère

Circulation océanique

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E - Circulation océanique

Nous n’aborderons pas dans ce poly la circulation océanique impliquée par les marées. Il s’agit là néanmoins d’un mécanisme moins simple qu’il y paraît, qui a été abordé en complément au poly dans les pages web élèves : lire

Géostrophiques

Comme l’atmosphère, l’océan est en mouvement (à faible vitesse mais sur une longue durée) et subit donc l’effet de la force de Coriolis, rotation directe (dextre) dans l’hémisphère nord et senestre au sud. Le vent, en déplaçant la pellicule marine superficielle, vient jouer un rôle dans la circulation océanique.

Imaginons que le vent qui a initié un courant océanique cesse brutalement.

 

Le courant continue sur sa lancée en faiblissant lentement par frottement, on parle de courant d’inertie. Ce frottement, exercé sur une particule de ce courant animée d’une vitesse v très proche de celle de ses voisines, est faible en regard de la force de Coriolis F (de paramètre = 2w Sin f) qui continue à s’appliquer sur ce courant. Dans ces conditions, si l’on considère la seule force de Coriolis (comme horizontale et agissant sur une différence de latitude df très petite), la particule de courant considéré, de masse m, décrira à la vitesse constante v, un cercle parfait de rayon r dans le plan horizontal. Dans un courant d’inertie la force de Coriolis agit donc comme une force centripète que l’on peut écrire :

fcentripète = mv2/,

équivalent à FCoriolis= mfv (cf. § Cellule de Hadley)

On en déduit :

mv2/r = mfv,

soit                                            f = v/r ;              (1)

La période T de rotation de cette particule sera alors

T = 2pr/v

Avec (1) on montre que la période de rotation dans un courant d’inertie T = 2p /f est fonction de la latitude f:

A l’équateur,     f= 0°      T = 2p / 2w Sin f    T infinie

Avec w, vitesse angulaire de la Terre = 2p / 24 heures, on obtient :

Au pôle,             f= 90°    T = 12 / Sin f        T = 12 heures;

A nos latitudes f= 45°    T = 12 / Sin f        T # 17 heures.

Le calcul théorique effectué sans prise en compte des frottements donne, pour une latitude de 60°, une période de 14h proche de la période mesurée en Baltique (Fig. 35).

Fig. 35: Courant d’inertie et force de Coriolis

Enregistrement du mouvement d’une particule à la surface pendant la disparition d’un courant d’inertie après une période de vent en mer Baltique ;

traits noirs = position de la particule toutes les 12h ; elle exécute 4 tours ½ pendant les 3 premiers jour, correspondant à une période moyenne de 16h.

Supposons un instant que la surface de l’océan soit pentée entre 2 points A et B, et qu’il n’y ait aucun écoulement entre A et B (Fig. 36a). Cette situation hautement théorique nous montre que tout point situé quelque part entre A et B sous l’horizontale de A dans ce cas, subit un gradient de pression égal à :

 rgDz /Dx = rg Tan q  

 

 

Fig. 36a : gradient de pression horizontal

En supposant le poids volumique r constant le long de x, la force appliquée par unité de masse de l’océan (= gradient de pression horizontal) est proportionnelle à la gravité g et à la pente Tan q. En conséquence, toute particule de l’océan va se mettre en mouvement, et accélérer uniformément en se déplaçant de B vers A.

Revenons à notre hypothèse et soyons réalistes un instant ; cette eau en mouvement est soumise à la force de Coriolis et se comporte comme un vent géostrophique. Il se crée un courant dont le mouvement est dévié vers la droite dans hémisphère nord, et qui comme les vents géostrophiques, devient parallèle au gradient de pression qui le fait naître. Comme le vent géostrophique il s’enroule sur les isobares, dans l’océan cette fois. Comme pour les vents, on parle de courant géostrophique. Cet écoulement est symbolisé dans la figure 36a par un empennage de flèche de couleur verte.

V. W. Ekman a montré à la fin du XIX° que le courant provoqué par le vent induit sous l’effet de la force de Coriolis un déplacement global moyen (c.à.d. sur l’ensemble de la tranche d’eau soumise au vent). Le déplacement moyen est perpendiculaire à la direction du vent (fig. 36b).

Fig. 36b : Spirale d’Ekman ;

depuis la surface, chaque lamine d’eau entraînée par frottement par sa voisine supérieure se trouve déviée plus à droite (hémisphère Nord),

 et ce d’autant moins que sa vitesse décroît avec la profondeur.

 

2 - la circulation thermohaline

La circulation océanique résulte, de la même manière que la circulation atmosphérique, du transfert de chaleur de l’équateur vers le pôle. La quantité d’énergie à transférer dépasse très largement la capacité de diffusion de chaleur de l’eau, et donc l’essentiel du transfert de chaleur est opéré par la convection, reliant surface et profondeur. Cette Circulation ThermoHaline (THC) a été mise en évidence par W. Broecker  en 1987. Il la compare à un tapis roulant tridimensionnel à d’échelle planétaire (cf. § E.3.e).

Les paramètres clefs de ce transfert sont donc ceux qui (à une pression donnée, ou à une profondeur donnée) sont susceptibles de modifier le poids volumique de l’eau océanique, ce sont :

1 -        sa température ;

2 -        sa salinité.

On parlera alors de circulation thermohaline. Son rôle dans la mise en place de la circulation profonde est tributaire de la topographie et sera donc évoqué plus loin (§ E.3.f)

a - Température et thermocline.

La pénétration de la lumière dans l’océan n’excède pas les 100 premiers mètres de l’océan, et c’est elle qui fournit sa chaleur à l’eau de surface, principalement sous les basses latitudes. La distribution des eaux chaudes de surface, T°>25 (en rouge dans la Fig. 37) est donc largement dépendante de la saison. On constate en revanche que la latitude de l’isotherme 10°C (moyenne mensuelle) est globalement stable au cours des saisons autour des latitudes 40°N et 40°S.

section2_temp2

-1 : Coupe verticale Sud-Nord de l’Atlantique

 

2 : a) b) c) Coupes verticales d’océans ouverts, à différentes latitudes ; Noter la couche d’eau de surface plus froide que les eaux profondes dans les hautes latitudes ;

d) Coupes verticales au long de l’année en Atlantique-Nord

Fig. 37 : Température versus profondeur et latitude :

 

La pénétration de la lumière dans l’océan n’excède pas les 100 premiers mètres de l’océan, et c’est elle qui fournit sa chaleur à l’eau de surface, principalement sous les basses latitudes. La distribution des eaux chaudes de surface, T°>25 (en rouge dans la Figure 37) est donc largement dépendante de la saison. On constate en revanche que la latitude de l’isotherme 10°C (moyenne mensuelle) est globalement stable au cours des saisons autour des latitudes 40°N et 40°S.

 On observe aussi que dans l’Atlantique-Nord cet isotherme 10°C occupe une latitude beaucoup plus haute qu’ailleurs (elle peut y dépasser 60°N), et on remarque enfin des incursions en région tropicale d’eaux froides venues de hautes latitudes le long des côtes Est des bassins océaniques, dans les deux hémisphères. Ces anomalies proviennent de distribution des masses continentales qui, si elles n’influencent la circulation atmosphérique que par leurs plus hautes montagnes, sont bien évidemment des barrières infranchissables pour les courants océaniques. La morphologie du plancher océanique joue elle aussi un rôle primordial dans la circulation des eaux.

La tranche d’eau de surface est brassée par les phénomènes atmosphériques, sensibles jusqu’à 80-100 m environ. Cette première tranche d’eau est donc de température relativement homogène à l’échelle régionale. En dessous, la température de l’eau décroît plus ou moins rapidement avec la profondeur, en fonction de la  latitude et de la saison (Fig. 37). Vers 500 à 800m, on atteint les eaux profondes ; elles sont homogènes,  marquées par une décroissance lente et régulière avec la profondeur, décroissance qui diminue avec la latitude. On appelle thermocline la tranche d’eau qui organise la transition entre les eaux chaudes de surface et les eaux froides des profondeurs. Il est important de noter que dans les régions arctiques, la température passe par un minimum provoqué par la formation de la banquise (qui consomme de la chaleur latente de cristallisation). Ce processus de cristallisation augmente donc la densité de l’eau liquide par refroidissement. En outre, il extrait de l’eau douce de l’océan et provoque en corollaire direct une seconde augmentation de densité de l’eau liquide par accroissement de la salinité. Il s’en suit une disparition de la thermocline sous les hautes latitudes qui permet aux eaux très denses de surface de plonger vers les fonds océaniques, alors qu’inversement, sous les latitudes basses et moyennes, la stratification remarquable de l’eau interdit les échanges par convection entre la surface chaude et la profondeur froide. C’est donc seulement au niveau des hautes latitudes, avec des isothermes verticales ou presque et une densité renforcée que l’océan peut être brassé sur toute sa hauteur. On note cependant sur la coupe de l’Atlantique dans la figure 37 une remontée spectaculaire des isothermes sous l’équateur, montrant une remontée d’eau froide. Cet « upwelling » équatorial est observable dans tous les océans ouverts, il est provoqué par un couplage océan-atmosphère sur lequel nous reviendrons au § E-3.

b - Salinité et halocline 

Le sel de l’océan provient de l’accumulation des solutés transportés en faible quantité par les eaux douces des rivières, solutés qu’elles ont elles-mêmes empruntés aux roches continentales par altération chimique. Ces solutés sont transportés conjointement avec les matériaux solides directement arrachés à la roche (sables, graviers, galets) ou hérités de l’altération chimique de cette roche (argiles, oxydes, hydroxydes insolubles essentiellement). L’océan fournit à l’ensemble de ces matériaux, solides et solutés, un milieu beaucoup plus confiné qui va déplacer les équilibres chimiques qui s’étaient établis dans les eaux continentales. Ce milieu étant aussi beaucoup moins énergétique que le milieu continental, le dépôt des matériaux solides imbibés de la solution océanique est inéluctable. Les sédiments marins vont ainsi contribuer avec la vie aquatique à soustraire une fraction des solutés apportés au système océanique. Un nouvel équilibre est donc rapidement atteint dans le milieu marin, dont la composition moyenne (Tableau 3) semble avoir été globalement stable autour de 34.5 grammes par kg depuis plusieurs Ga.

Tableau 3 : Composition moyenne de l’eau de mer

Anions

0/00 poids

Total

Chlorure Cl-

19.0

21.9%

Sulfate SO42-

2.65

Bicarbonate HCO3-

0.15

Bromure Br-

0.065

Borate H2BO3-

0.025

Fluorure F-

0.001

Cations

 

 

Sodium Na+

10.6

12.6

Magnesium Mg2+

1.3

Calcium Ca2+

0.4

Potassium K+

0.35

Strontium Sr2+

0.01

 

En fonction de leur solubilité, les sels précipitent par évaporation de l’eau de mer, dans l’ordre suivant : 1) le carbonate de calcium (CaCO3) précipite le premier ; 2) lorsque l’on atteint 19% du volume d’eau initial l’Anhydrite (CaSO4) ou le Gypse (CaSO4.2H2O) commencent à précipiter ; 3) vers 9.5%, c’est le tour du chlorure de Sodium (NaCl) ; 4) les autres sels (chlorures, bromures ou iodures) commencent à précipiter lorsqu’il reste moins de 4% du volume initial.

La carte de la salinité des eaux de surface de l’océan est relativement différente de la distribution des températures. On observe les concentrations en sel les plus fortes  en premier lieu loin des embouchures des grands fleuves, dont la distribution n’est pas homogène à la surface des continents, et en second lieu  dans les zones où l’évaporation maximum agit conjointement avec un régime de précipitations minimum (Fig. 38a).

ocean sel

Fig. 38a : Salinité des eaux de surface de l’océan : 33-36.5 g/l

 

 

En résumé :

1 -   L’océan s’évapore beaucoup  sous l’équateur, mais il pleut aussi beaucoup (Pot au noir); en outre des eaux profondes moins salées viennent se mêler aux eaux de surface. La salinité n’y est donc pas maximum

2 -   Il pleut rarement sous les Horses latitudes et l’évaporation y est encore très intense. C’est donc vers 30° de latitude que les eaux de surface sont les plus salées.

3 -   Il pleut beaucoup au voisinage du Front polaire et cette eau douce abaisse la salinité de l’océan . En outre, la température moyenne y est beaucoup plus basse (10° environ) et limite l’évaporation. Néanmoins, dans l’Atlantique-Nord, les eaux de surface apparaissent considérablement plus salées que leurs homologues du Pacifique-Nord ou des latitudes sud.

4 -   Sous les hautes latitudes, les précipitations neigeuses qui viennent épaissir la banquise n’ont plus aucun effet  diluant pendant l’hiver.

Par similitude avec la thermocline, on appelle halocline le gradient de concentration important qui sépare les eaux chaudes de surface rendues plus salées par l’évaporation, des eaux profondes. Cette notion doit néanmoins être utilisée avec prudence car, comme nous venons de le voir, les causes de variation de salinité sont multiples, et donc la distribution de la salinité complexe :

1 -    La salinité des eaux froides et profondes apparaît très comparable dans les trois océans dans l’hémisphère sud (Fig. 38b, et Fig. 51a AABW = Antarctic Bottow Water). Cette symétrie radiale au Sud est provoquée par la position centrée sur le pôle du continent Antarctique.

2 -    Partant de l’équateur vers le sud, on observe en surface vers 40-45° une chute brutale de la concentration en sel. Celle-ci ne remonte qu’à proximité immédiate du continent Antarctique. Ces eaux peu salées (en bleu <34.5, mg in Fig. 38b, et Fig. 51a ; AAIW = Antarctic Intermediate Water) constituent une langue dont la profondeur n’excède pas 2000m, mais qui s’étend jusqu’au delà de l’équateur dans l’Atlantique. Les eaux profondes du Pacifique et de l’océan Indien apparaissent globalement homogènes.

3 -    Dans l’hémisphère nord, il existe une langue à faible salinité quasi symétrique nettement dessinée dans le Pacifique-Nord (Fig. 38b), prenant naissance elle aussi vers 40° ; par contre on n’observe pas de langue symétrique peu salée au nord de l’équateur dans l’Océan Indien, immédiatement limité au nord par le continent indien.

Fig. 38b : Coupes verticales Sud-Nord de la salinité des océans.

 

On voit clairement dans ce dernier point le rôle que joue la position des masses continentales dans la circulation thermohaline, en limitant ici l’océan Indien vers le nord et en interdisant ainsi la formation d’une masse peu salée. C’est aussi la distribution des continents autour de l’océan Atlantique-Nord qui interdit la formation d’une langue peu salée, océan qui se continue pourtant jusqu’au pôle par l’océan Arctique. La raison en est double :

1 -    les eaux chaudes et salées du Gulf-Stream remontent très au nord ;

2 -    La Méditerranée déverse dans l’Atlantique une eau sur-salée (en rose in Fig. 38b) qui renforce en profondeur la masse des eaux salées de surface de la région chaude des latitudes 10-30°N. Cette langue gagne l’équateur et constitue une strate plus salée sous la langue sous-salée en provenance des hautes latitudes sud.

3 - Rôle de la topographie et de la latitude.

Soumises à la force de Coriolis et limitées dans leur déplacement par les continents, les eaux de surface des océans subissent la poussée des vents. Le nombre des paramètres est petit, pourtant leurs effets sont multiples (fig. 39a)

 (dressée les 23-24 septembre 1993).

 Fig. 39a : surface topographique de l’océan

 

et conduisent à une circulation superficielle constituée de cellules en rotation plusieurs milliers de km de diamètre, dénommées gyres. Elles sont grossièrement symétriques par rapport à l’équateur sous l’action de la force de Coriolis, (Fig. 39b).

 

 

Fig. 39b : Carte de grandes gyres océaniques

a - Gyres océaniques

Lire MC - Ocean - Gyres - Belkatir Coutens & Rondeau.htm. En Atlantique-Nord on observe ainsi une gyre subtropicale, entre 15°N et 45°N environ, encore nommée Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC, ne pas confondre avec AMO, § 5.D.4.e)  et une gyre subpolaire plus au nord. L'échange de masse et de chaleur entre ces deux gyres est influencé par la circulation thermohaline reliant surface et profondeur.

Dans l’océan Atlantique tropical Nord, sous l’effet de l’Alizé du NE, ces eaux déplacées d’ouest en est et de SE en NO tournent dans le sens horaire sous l’effet de la force de Coriolis. En outre elles viennent buter sur les Antilles et l’isthme Centre américain (Fig.39b), et amorcent ainsi la grande gyre Nord-Atlantique subtropicale du Gulf Stream (Fig. 40a).

Fig. 40a: Image de la T° de surface du Gulf-Stream,

au contact des eaux froides en provenance du Labrador . La ligne noire représente la bordure du plateau continental.

Ce courant très fort fut reconnu très tôt, en 1513, par Spaniard Ponce de Leon ; ses bateaux en route directe depuis Porto Rico vers ce que l’on nomme aujourd’hui la Floride avaient eu beaucoup de difficulté à le traverser. Il faudra néanmoins attendre B. Franklin (1777) pour disposer d’une première carte portant la trajectoire de ce courant et ce n’est qu’avec l’avènement des modèles simplifiés des océans (seconde moitié du XX°) que l'origine physique du Gulf Stream sera comprise. Dans l’océan Atlantique tropical Sud, l’alizé du SE engendrent de façon symétrique la grande boucle de l’Atlantique central, entre le Brésil et les côtes africaines (Fig.39).

Comme dans une simple rivière, les écoulements géostrophiques sont turbulents et incorporent à leur périphérie des eaux contrastées, donnant naissance ainsi à de grands tourbillons observables par les mesures de température de surface (Fig. 40a) et par l’altimétrie satellitaire (anomalies positives de rotation normale, et négatives de rotation inverse (Fig. 40b), les taches rouges sont les tourbillons anticycloniques de rotation normale dextre, et les bleues appelées Cyclones, tournent en sens inverse). On se réfèrera à l’exposé au collège de France de Laure Saint-Raymond et al. (2010) pour la modélisation mathématique des gyres d’étendue 10-100 km, http://www.college-de-france.fr/media/pierre-louis-lions/UPL37046_Laure_Saint_Raymond.pdf.  De tels tourbillons ont une persistance de l’ordre de 1 à 10 ans, radicalement différente des  gyres à l’echelle de l’océan.

 

Fig. 40b : Altimétrie satellitaire de surface du Gulf-Stream

 au contact des eaux froides en provenance du Labrador .

L’affaiblissement du Gulf Stream est considéré de nos jours comme un évènement hautement probable lié au changement climatique, par un enchaînement en cascade de phénomènes :

1 -     réchauffement climatique des eaux polaires,

2 -     fonte de la banquise et refroidissement faible de l’océan Arctique en hiver,

3 -     densité faible des eaux de surface de l’océan polaire.

Le résultat ultime en serait le non plongement de ces eaux et les conséquences climatiques pour l’Europe de l’Ouest en seraient considérables. Située à la même latitude que le Canada, les côtes européennes sont actuellement réchauffées par le Gulf Stream. Nous y reviendrons au paragraphe E.3.f.

La surface de l’océan Arctique est soumise aux vents subpolaires engendrés par les hautes pressions polaires qui, Coriolis oblige, entraînent la banquise et la masse d’eau superficielle avec elle dans une gyre géostrophique de sens horaire, la gyre de Beaufort (Fig. 40c).

 

Fig. 40c : Gyre arctique de Beaufort.

http://nsidc.org/cryosphere/seaice/processes/circulation.html

Ce déplacement (rotation) de la banquise est connu des Européens depuis qu’ils se  sont lancés à la conquête du pôle. Il est complété par le courant de dérive transpolaire (Transpolar Drift Stream) qui quitte le bassin Arctique via le détroit de Fram (Fig.40d), qui est aussi le seul endroit profond  permettant une communication nord-sud de surface et de fond entre le bassin Arctique et l’Atlantique-Nord. Chaque été, le détroit constitue l’échappatoire pour la banquise démembrée.

Fig. 40d : Détroit de Fram entre Groënland et Svalbard

 

b – Westerlies ou Quarantièmes et les cinquantièmes

Lire MC - Ocean - Westerlies - Coutens.htm. Les vents de secteur ouest des latitudes plus élevées, comme les Westerlies de l’Atlantique-Nord, poussent l’eau de surface devant eux en amorçant un virage vers l’équateur (Coriolis oblige). Ils participent ainsi avec les alizés à la constitution des grandes gyres océaniques subtropicales, décrites plus haut pour l’Atlantique-Nord et -Sud (e.g. carte des courants observés les 23-24 septembre 1993, Fig. 39a et Fig. 39b).

L’océan mondial Sud est largement fermé par l’étroit goulet (Passage de Drake) entre la Terre de Feu de l’Amérique et la Péninsule Palmer du continent Antarctique (fig. 41, lire MC - Ocean - Courant  Circum Antarctique - Coutens.htm). 

 Fig. 41 : Courants péri-Antarctiques.

La circulation des vents d’ouest du Pacifique-Sud, « Quarantièmes rugissants » et « Cinquantièmes hurlants » décrits par B. Moitessier dans « la longue route » (Arthaud 1971), organisent la circulation océanique de surface en un courant circum-Antarctique puissant que durent affronter, bien avant les Moitessier et autres J. Slocum, les marins en route vers Valparaiso, jusqu’à l’ouverture du canal de Panama en 1914. Le passage du Horn avec des voiles carrées, par 50° de latitude contre vent et courant pouvait alors durer deux à trois mois ! Ces eaux de surface qui franchisse le détroit de Drake sont partiellement incorporées à la gyre Atlantique-Sud. Pour C. Wunsch (in D. Swingedouw, 2006), la turbulence liée au forçage éolien au niveau des 40ièmes rugissants et des 50ièmes hurlants et la force de marée (qui déplace des volumes d’eau considérables) ont pour conséquence la diffusion des eaux profondes et denses, qui sont ainsi tirées vers la surface. Pour l’auteur, l'appellation circulation thermohaline prête donc à confusion car ce n'est pas le gradient de densité qui nourrit la circulation mondiale mais plutôt cette diffusion dans l'océan profond. Pour autant, les eux profondes circum-Antarctiques restent largement isolées (cf. § E.3.f, Fig. 51a).

c - « Upwellings »

Les vents alizés convergent du NE et du SE vers l’équateur (Fig. 42).

Fig. 42 :Alisés et upwelling équatorial ; Pointillé = équateur

 

En soufflant, ils poussent vers l’ouest une masse d’eaux équatoriales de surface. Dès lors que l’on quitte l’équateur, la force de Coriolis dévie cette masse d’eau de surface de part et d’autre de la ITCZ (courants d’Ekman vers le NO et le SO) et laisse remonter ainsi des eaux plus profondes et froides. On parle de courant de “upwelling” équatorial.

Au voisinage des continents sous le vent des alizés, (côtes Ouest des Amériques et de l’Afrique) et en situation normale d’équilibre de l’atmosphère, les alizés écartent la masse d’eau de la côte laissant émerger un upwelling côtier. Vers des latitudes plus élevées, les eaux froides de ces upwellings côtiers se mêlent aux eaux froides de surface des branches orientales des grandes gyres, N-S ou S-N (selon l’hémisphère). Leur rotation, dextre dans l’hémisphère nord et senestre dans l’hémisphère sud, est bien visible dans la figure 39. Les masses d’eaux de surface ainsi transférées vers l’équateur le long des côtes orientales des océans sont bien entendu déviées par la force de Coriolis. Ceci tend à éloigner l’eau de la côte, située dans l’Est du courant dans les deux cas. Il s’en suit un appel d’eaux profondes, tout le long de la côte du Maroc (ex-Sahara occidental) et de la Mauritanie, ou le long des côtes du Chili, qui viennent renforcer l’upwelling côtier.

Dans l’Atlantique-Nord, en raison de la topographie SW-NE des côtes américaines qui infléchit singulièrement le Gulf-Stream à son départ, et de celle des côtes afro-européennes aux latitudes moyennes sur l’autre rive, une part importante du Gulf-Stream est déviée vers les hautes latitudes dans le NE et donne le courant Nord-Atlantique[1]. Il est à l’origine de l’anomalie >0 de température et de salinité (Fig. 37 & 38a-b) observée dans l’Atlantique-Nord, qui interdit la formation d’une langue peu salée et peu profonde comme dans le Pacifique-Nord (Fig. 38b en bleu).

4 - Les couplages océan-atmosphère.

a- El Niño / Southern Oscillation system (ENSO) Couplage Océan-atmosphère,

Dans le Pacifique, les alizés très réguliers du SE accumulent donc dans la région indonésienne une grande quantité d’eau chaude en provenance des côtes de Colombie – Equateur – Pérou - Chili (Fig. 43a). La thermocline apparaît ainsi plus profonde dans la région indonésienne (Fig. 43c à gauche, page suivante), et permet à des eaux plus froides et riches en nutriment (phosphates) de remonter vers la surface (Fig. 43c, à droite en rouge) donnant la langue bleue de la figure 43a. Les eaux chaudes (en rouge) sont massivement stockées à l’Ouest, entre 180° et 150° de longitude.

ELNINO4

observée par altimétrie satellitaire ;

 legend el nino

Fig. 43a : situation La Niña sur le Pacifique ;

 

Poussée à son paroxysme, cette situation est appelée “La Niña” ; elle correspond à la période faste de bonne pêche en mer et de climat très sec sur la bordure continentale Sud-Américaine. Cette situation stable que connaît l’océan Pacifique durant des mois résulte d’un phénomène de couplage océan-atmosphère centré sur le Pacifique tropical, mais qui intéresse en fait plus de la moitié de la surface terrestre.

On appelle ENSO, pour El Niño Southern Oscillations, cet ensemble à grande échelle de fluctuations cohérentes de la température de l’air et de l’eau, de la pression atmosphérique, de la direction et de l’intensité des vents et des courants marins. Ces fluctuations se traduisent dans la météo de toute cette région et perturbent fortement le monde vivant. Les épisodes chauds « El Niño » (Fig. 43a), constituent avec les épisodes froids « La Niña » (Fig. 43b) les deux termes extrêmes du cycle ENSO.

observée par altimétrie satellitaire ;

warm_elnino

legend el nino

Fig. 43b : situation  El Niño sur le Pacifique  

 

T°, 0-25°C                                                                                            Teneur en phosphate 0-3 mM/l

Temp Pacif coupe EW  Temp Pacif coupe EW Phosp

 Fig. 43c : Coupe W-E de l’océan Pacifique:

 

Observé du point de vue océanique, un épisode El Niño (aux alentours de Noël, d’où son nom de petit Jésus) se traduit dans l’océan tropical Est-Pacifique par une augmentation brutale de 2 à 5°C au-dessus de la température moyenne de l’eau (jusqu’à 28°C, en particulier le long des côtes Sud-Américaines). La température devient alors quasi uniforme sur l’ensemble du Pacifique équatorial. Du point de vue atmosphérique, on observe l’effondrement des vents alizés, et le déplacement vers le sud de la Zone de convergence Intertropicale (ITCZ[2], Fig. 44).

Fig. 44 : Variations saisonnières de la ITCZ

 

 Les eaux chaudes stockées dans l’Ouest-Pacifique reviennent avec El Niño sur les côtes Sud-Américaines (Fig. 43b, en rouge) avec un courant équatorial très fort. Celui-ci bloque les 2 courants nutritifs : en profondeur le courant d’upwelling[3] ; en surface le courant côtier froid (venant du sud du Chili, cf. § précédent). La pêche côtière devient alors très peu productive, à tel point que lors des épisodes El Niño les plus sévères, la population des oiseaux de mer subit des pertes extrêmement lourdes. Cette onde d’eau chaude diverge ensuite vers le nord et le sud, elle est réfléchie par la Côte Nord-Américaine et repart vers le Japon à travers le Pacifique-Nord.

Il s’en suit des pluies orageuses très abondantes sur le Pacifique-Est et sur les côtes de Bolivie - Pérou - Chili. Des régions ordinairement désertiques de ces pays se couvrent momentanément de prairies ; inversement, le Nord de l’Australie, l’Indonésie, les Philippines subissent une intense sécheresse. Ailleurs un temps plus humide que la normale est souvent observé  pendant la période Décembre à Février, citons le long des côtes de l’état d’Equateur, ou bien le Sud-Brésil, l’Argentine, ou enfin l’Afrique équatoriale. Un climat plus chaud que la normale est observé sur le Japon, l’Asie du Sud-Est, et sur le Sud du Canada Central. Cette période pluvieuse s’étend sur les mois de Juin à Août en se déplaçant sur les chaînes Andines du Chili et Rocheuses des USA. Un temps anormalement sec règne au contraire sur l’Amérique Centrale et le Sud de l’Afrique de décembre à Février, et plus froid sur le Golfe du Mexique, puis sur l’Est-Australien entre Juin et Août. A l’opposé, durant la même période de Décembre à Mars, la température de l’océan Pacifique-Est tropical peut descendre jusqu’à 4° sous la température moyenne, caractérisant alors un épisode La Niña (l’Infante). On voit donc que le phénomène El Niño, s’il est bien saisonnier, n’est pas annuel ; il apparaît irrégulièrement, entre 3 et 7ans en général. Dans le contexte d’élévation de la température moyenne qui caractérise la fin du XX° siècle et ce début de XXI°, la température accrue de la surface de l’océan conduit à un rapprochement des épisodes ENSO.

Dans les conditions ordinaires de fonctionnement, les alizés forts qui caractérisent le Pacifique et refoulent les eaux chaudes superficielles vers l’ouest traduisent un gradient de pression atmosphérique élevé entre la région des Galápagos - Tahiti et celle de l’Australie – Indonésie.

On appelle Southern Oscillation Index (SOI), ce gradient mesuré entre Tahiti et Darwin en Australie. En général, la courbe de variation dans le temps du SOI (Fig. 45a) est étroitement corrélée (négativement) avec celle des températures de l’océan Pacifique équatorial ; les pics prolongés positifs coïncident avec les épisodes La Niña alors que les périodes prolongées de SOI négatif, coïncident avec les évènements El Niño. Noter celui de 2015-2016, incomplet dans la figure, comparable à celui de 1997-1998.

Fig.45a : Corrélation négative entre variation du SOI et variation de température

 

ENSO influence la  circulation globale de l’atmosphère lors d’un évènement El Niño, via un transfert de chaleur important dans l’atmosphère au-dessus de la zone anormalement chaude et une convection profonde de celui-ci, qui va se propager à des milliers de kilomètres de l’équateur, sous forme d’ondes de chaleurs réfléchies par le pôle. On appelle « pont atmosphérique » (Fig. 45b) cette influence ENSO à distance sur la zone Aléoutienne via la troposphère.

 Fig. 45b : Pont atmosphérique ENSO

http://en.wikipedia.org/wiki/File:Atmospheric_bridge.png

 

b - PDO / Pacific Decadal Oscillation, Couplage Océan-Atmosphère

Depuis longtemps, il a été observé sur le Pacifique-Nord sous les latitudes moyennes des anomalies de températures qui sont soumises à des variations à longue période (pluridécennales, 50-60 ans). En 1976 et 1977 déjà, C. Frankignoul et K. Hasselmann du Max-Planck-lnstitut fur Meteorologie, expliquaient ces variations par leur concept de « modèles stochastiques aléatoires du climat », pour lesquels ces variations sont une réponse de la tranche océanique de surface à des sollicitations atmosphériques de période courte.

C’est dans le cadre d’une étude de la production des saumons de N. Mantua et al.  1997 qu’apparut le nom de Pacific Decadal Oscillation (PDO), pour décrire le fait que la température de surface de l’océan (SST) augmente à l’est pendant qu’elle diminue à l’ouest (phase dite positive ou chaude, Fig. 46a-1, àgauche) ; puis le phénomène s’inverse (phase dite négative ou froide Fig. 46a-1, à droite) sur les échelles de temps de 20 à 30 ans (Fig. 46a-2). Cette oscillation sous les latitudes moyennes est actuellement décrite pour les Pacifiques-Nord et -Sud  sous le nom d’interdecadal Pacific oscillation (IPO ou ID).  La PDO affecte aussi le continent américain ; F. Biondi et al. 2001 ont montré qu’une reconstruction de cette oscillation est possible à travers l’étude des anneaux de croissance des arbres (Baja California) sur la période 1661 à nos jours.

Sea surface temperature ;

Phase chaude                                                                Phase froide

 Fig. 46a-1 : Cartographie de la SST

http://jisao.washington.edu/pdo/

 

 

Fig. 46a-2 : Variation de l’index PDO  (valeurs mensuelles) de 1900 à 2013

données txt file http://jisao.washington.edu/pdo/PDO.latest

Contrairement à ENSO, processus équatorial répondant à une seule sollicitation physique, la PDO apparaît comme une réponse à une sollicitation physique complexe, basée en premier lieu sur une influence immédiate (concomitante) des évènements El Niño, et en second lieu sur une influence différée et extratropicale de ceux-ci. Cette influence extratropicale est la réponse à la convection profonde que les évènements El Niño engendrent dans l’atmosphère. Elle se traduit par l’apparition d’une anomalie de température de la surface du Pacifique sous les latitudes moyennes, durant l’hiver qui suit les évènements El Niño.

Interviennent en outre sur la PDO des modifications de la gyre Nord-Pacifique et du cycle saisonnier que constituent i) la « réémergence des eaux chaudes » en surface aux latitudes moyennes (voir explication ci-après) et ii) les transferts de chaleur décrits au § ENSO (de l’océan vers l’atmosphère et pont atmosphérique). La présence d’eaux chaudes en surface d’un hiver à l’autre mais pas durant l’été entre les 2, est causée par le cycle saisonnier que subit la tranche supérieure de l’océan. On nomme « mixed layer » cette tranche supérieure turbulente, soumise au vent et donc aux courants d’Ekman, dont la température est verticalement homogène, (Fig. 47). La profondeur du mixed layer atteint 100 à 200 m de plus en hiver qu’en été dans cette zone du  Pacifique-Nord. Il en résulte une moindre importance de la température (basse en hiver, chaude en été) des eaux de surface. Durant l’été, la majeure partie de cette tranche reste piégée sous les eaux surchauffées de surface, et réapparaît l’hiver  au suivant, d’où le nom de "reemergence mechanism" donné par  M.A. Alexander et C. Deser 1995.

Fig. 47: « mixed layer »

http://www.locean-ipsl.upmc.fr/~cdblod/mld.html

Enfin, le processus inventé par Frankignoul et Hasselmann résiderait naturellement dans le passage de tempêtes qui modifient le niveau d’énergie contenu dans le mixed layer, via les vents et courant d’Ekman induits.

L’implication du pompage d’Ekman dans le phénomène apparaît clairement dans la superposition des courbes de l’index PDO et de l’altitude de la surface de l’océan dans cette zone (Fig. 46c-2). On notera la coïncidence des périodes positives chaudes avec les périodes d’élévation de la température durant le XX° siècle (Fig. 46c-1).

Fig. 46 c-1 : Variation de l’index PDO depuis 85 ans

Fig. c-2 : Comparaison de l’index PDO avec la hauteur de l’océan

Cet index, résultat d’une combinaison de paramètres dont bien sûr la SST, est considéré par certains auteurs comme discutable dans la mesure où les auteurs introduisent la soustraction d’une quantité liée au réchauffement global afin de s’en affranchir. Reste la courbe de hauteur de l’océan et la variation de la taille des cernes des arbres de Baja California, qui ne peuvent être entachées du même défaut, pour attester de la réalité physique du phénomène PDO.  

c – NAO (North Atlantic Oscillation) ou AO (Arctic Oscillation), un même couplage Océan-Atmosphère en hiver

L'atmosphère de l’Atlantique-Nord est caractérisé en hiver par l'existence de 2 structures, i) une dépression centrée sur l'Islande, pouvant s’étaler jusqu’à la Norvège et ii) une dorsale anticyclonique centré sur les Açores et pouvant s’étaler de la côte Est américaine à la Péninsule Ibérique (Fig. 48a-1). L’installation hivernale de cette structure est liée au froid qui s’intensifie avec la nuit polaire, renforçant alors le vortex polaire Arctique.

L'incrément entre contours est de 0,5 millibar et les points représentent la localisation des stations météorologiques,

Lisbonne (Anticyclone des Açores) et Stykkisholmur (Dépression Islandaise) dont les relevés sont utilisés pour construire l'indice NAO.

Fig. 48a-1: Structure spatiale de la NAO d'hiver.

Ces 2 structures bien définies présentent un mode de variation caractérisé par une forte cohérence spatiale à grande échelle, qui représente une redistribution des masses atmosphériques entre les régions arctiques ou subarctiques et les régions subtropicales de l'Atlantique. Cette variation est appelée Oscillation Nord Atlantique (NAO). On parle de phase positive (NAO+, Fig. 48a2 à gauche) lorsque les deux centres d'action se renforcent et de phase négative (NAO-, à droite) lorsque les deux s'affaiblissent simultanément.

       

Fig. 48a-2 : Impacts des deux phases de la NAO

a-2 : (from Martin Visbeck, Lamont-Doherty Earth Observatory).

Ces fluctuations ont des conséquences directes sur le climat hivernal, depuis la côte Est des Etats-Unis jusqu’à l'Eurasie, et de l'Afrique du Nord et du Moyen-Orient jusqu’en Arctique, que l'on peut résumer comme suit :

1-       Un indice positif, NAO+, correspond à un vortex polaire puissant, une pression plus faible que la moyenne sur l'Islande — avec une dépression (D) plus creuse et une pression plus élevée que la moyenne en hiver sur les Açores — l'anticyclone (A) y est plus fort que la normale — (Fig. 48a-2 gauche). Le centre des HP est placé sur le Groënland et le centre de dépression est situé au milieu de l’Atlantique. L'impact de cette distribution à fort contraste des pressions est un front polaire non sinueux, donc un courant-jet direct entre Amérique et Eurasie (Fig. 48a-3) et un renforcement des vents d'ouest à sud-ouest entre les deux dorsales de pression. Cela conduit à plus de douceur, plus de pluie et à des tempêtes plus fréquentes (et plus violentes) sur l'Europe du Nord à partir du nord de la France. La moitié sud de la France connaît alors un climat hivernal méditerranéen, sec et doux. Sur le nord du Canada et le Groenland, l'hiver est alors froid et sec et l'est des États-Unis subit un temps doux et humide.

Les jet streams se situent au sommet de la troposphère, aux limites des cellules troposphériques, jet polaire entre cellules Polaire et Ferrel et jet subtropical entre cellules de Ferrel et de Hadley

http://la.climatologie.free.fr/troposphere/jet-stream.htm

Fig. 48a3 : Jet streams

2-       Un indice négatif, NAO- (Fig. 48a‑2 droite), correspond à  la situation inverse la dépression d'Islande (D) est faiblement marquée et déplacée vers l’Est de l’Atlantique, l'anticyclone des Açores (A) est plus faible que sa valeur normale d'hiver et il est placé plus au sud du Groënland caractérisant un vortex polaire affaibli. Il en résulte un front polaire sinueux, marqué par un courant-jet qui contourne le Groënland (Fig. 48a-4). Par conséquent, les vents d'ouest ne sont pas très forts, les tempêtes sont rares sur l'Europe du nord. En condition extrême NAO-, le front polaire redescend le long des îles Britanniques et l’Europe du nord  passe sous l'influence de l'Anticyclone de Sibérie, générant un hiver froid et sec. Les trains de perturbations circulent au niveau de la Méditerranée ; l’hiver est humide aux latitudes sud-européennes et nord-africaines, plutôt doux au Groenland et la côte Est des États-Unis est soumise à des épisodes froids et neigeux.

Fig. 48a-4 : déplacement du jet stream avec la NAO,

Voir  http://www.whoi.edu/page.do?article=54686&cid=46643&cl=32713&pid=7545&tid=1061

http://www.newx-forecasts.com/nao.html

La NAO étant caractérisée classiquement par le champ de pression au niveau de la mer — pour lequel on dispose de longues séries chronologiques des moyennes mensuelles —  on peut rechercher la signature de la NAO (Fig. 48b) dans l'histoire. Son évolution temporelle présente une forte variabilité sans échelle de temps caractéristique contrairement aux phénomènes ENSO ou PDO. C. Cassou et L. Terray notent que la fin du XX° siècle est dominée par l'alternance de périodes décennales qui privilégient les phases négatives dans les années 50 à 60 et positives depuis. Pour les auteurs, ces 30 dernières années se rapprochent du début du siècle, où une certaine persistance en phase positive était également décelable, mais contrastent par les fortes valeurs de l'indice (7 parmi les 10 valeurs les plus élevées au cours des 150 dernières années ont été enregistrées depuis 1980).

NAO index updated 2014-2015

Fig. 48b : valeurs annuelles de l'indice NAO depuis 1830 ;

(barres rouges NAO+ ou bleues NAO-). La courbe en trait plein noir correspond à une moyenne glissante filtrant les fluctuations inférieures à 4 ans.

On observe clairement des périodes de plusieurs années où l'indice moyen est plutôt positif (1980-1998), et d'autres où il est plutôt négatif (1955-1974).

http://www.ifremer.fr/lpo/cours/nao/nao3.html

Les modèles de circulation générale atmosphérique (dans lesquels on impose les températures de surface de la mer) dessinent des structures de pression évoluant de façon similaire à la NAO, suggérant que celle-ci est en fait un mode de variabilité intrinsèque à l'atmosphère. Les mécanismes en reposeraient seulement sur l'interaction entre l'écoulement ordinaire de l’atmosphère (courant-jet de haute altitude, ondes atmosphériques stationnaires etc.) et des tourbillons transitoires (ou tempêtes). Ainsi, le modèle d'atmosphère n'a pas « besoin » de la variabilité océanique ou des autres sous-systèmes climatiques pour reproduire le mode spatial NAO (contrairement à l'ENSO) ; Cassou et. Terray notent en revanche que les fluctuations temporelles de la NAO simulées ne privilégient aucune période caractéristique, et n’expliquent pas les fluctuations décennales observées. Pour les auteurs, une possibilité est l'influence d'un autre sous-système climatique capable de modifier l'occurrence et/ou la persistance de phases spécifiques de la NAO.

L'océan est le principal candidat. On observe en effet des anomalies des températures océaniques de grande échelle sur le bassin Atlantique étroitement liées aux phases de la NAO (Fig. 48a-2).  Pour Cassou et Terray, c'est à travers la modification des échanges air-mer (chaleur latente et sensible) que l'atmosphère « imprime » ses anomalies à l'océan de surface, y dessinant une structure à trois branches en phase NAO +:

1-    Le renforcement des vents d'ouest sur le nord du bassin Atlantique, associé à la course plus septentrionale des tempêtes tend à refroidir davantage l'océan par augmentation de l'évaporation de surface ; les descentes d'air froid et sec d'origine polaire sur le Nord-Ouest du bassin tendent également à refroidir la Mer du Labrador ;

2-    Aux moyennes latitudes, règnent alors des conditions plus clémentes qui tendent à réchauffer anormalement l’eau de surface (diminution de l'évaporation) ; les remontées d'air plus chaud (régime de sud-ouest dominant) tendent à réchauffer l’océan médian le long des côtes américaines et européennes.

3-    Sous les tropiques, l'intensification des alizés due au renforcement de l'Anticyclone des Açores induit un refroidissement du bassin tropical de l'Atlantique-Nord en réponse à une évaporation de surface plus intense.

En période NAO-, c'est la structure inverse qui se dessine.

D'après le National Snow and Ice Data Center, la NAO et l'AO (Arctic Oscillation, Fig. 48c, page suivante) sont 2 façons de décrire le même phénomène. L'AO est une variation d'une année à l'autre de la différence de pression atmosphérique au niveau de l'océan, entre le pôle et la latitude 20°N. Cette variation se traduit bien sûr dans la position et l'intensité des dépressions arctiques et des anticyclones au Sud. A la différence de la NAO qui n'intéresse que l'Atlantique ou de la PDO qui ne s'applique qu’au Pacifique, l'AO couvre tout l’hémisphère nord.

Fig. 48c : l'AO et la NAO, 2 façons de décrire le même phénomène

 "D'après le National Snow and Ice Data Center,

http://nsidc.org/arcticmet/patterns/arctic_oscillation.html

L'AO est en phase AO+, comme en NAO+, lorsqu'une plus grande différence de pression existe entre les basses pressions polaires et les hautes pressions des latitudes tempérées. Elle est en AO- comme pour la NAO- lorsque les différences de pression entre les 2 structures sont faibles.

Cette situation à la surface du globe est intimement liée au comportement de la haute troposphère et de la stratosphère. En phase AO+, la stratosphère se refroidit. Le contraste nord-sud renforce alors les vents ouest-est tournant autour du pôle Nord et creuse profondément un vortex polaire, responsable d'un pôle Nord stratosphérique très froid en phase AO+. Il avait été proposé dès les années 80 que le glissement des centres de pression de la NAO entre les 2 positions pourrait avoir un effet sur le l’ « exportation » des glaces Arctiques vers l’Atlantique via le détroit de Fram (voir la description du phénomène au § d : été, ci-après). Comme le soulignent G. W. K. Moore, I. A. Renfrew & R. S. Pickart (2013), ce déplacement des centres et l’écoulement massif de la banquise Arctique vers l’Atlantique sont souvent considérés comme résultant de l’accroissement du transfert de chaleur de l’atmosphère vers la glace et l’eau de l’océan (voir § d : été, ci-après). Pour les auteurs, le mouvement des centres de pression n’est pas seulement causé par le les conditions de NAO. Il résulterait aussi d’interactions avec deux autres modes de variations intéressant d’une part l’Est-Atlantique et d’autre part le champ des pressions en Scandinavie. D’après les auteurs, il s’en suivrait des déplacements des centres de pression et donc une modification de l’indice NAO  à une échelle de temps pluridécennale, dont ils observent un déplacement du dipôle vers l’Est-Atlantique durant la période 1930-1950 et un schéma semblable dans le passé récent.  On notera dans la figure 48 a-3 que la situation NAO- conduit en effet à des températures de surface de l’Océan Nord-Atlantique et Arctique relativement chaudes par rapport aux conditions NAO+.

En raison de son influence sur la température de l’océan, l’Oscillation Arctique pourrait induire, selon O. Henry et al. (2012), des variations significatives du niveau marin de l’Arctique. L’étude porte sur la période de 1950 à 2009 et 62 marégraphes, dont les mesures sont corrigées pour tenir compte de l'ajustement isostatique glaciaire et des effets barométriques. On notera en premier lieu dans la figure 48d que si le niveau marin de l’Arctique montre une élévation lente jusque dans les années 80 (de l’ordre de 0.5 mm .an-1) il a subi une élévation nettement plus rapide entre 1980 et 2009 (de l’ordre de 1.5 mm .an-1).

Coastal “mean” sea level curve (red solid curve) and associated uncertainty (light gray zone).

Arctic oscillation index : black dashed curve (échelle artificielle en vue de caler les deux courbes)

http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2011JC007706

Fig. 48d : variation du niveau marin et AO

Cette inflexion au cours des années 1980 est en accord avec les données sur l’océan mondial (voir Fig. 17), et ne constitue donc pas un évènement local. Mais autour de cette évolution à large échelle, on note que les variations à court terme du niveau marin sont remarquablement corrélées à l’indice de l’oscillation Arctique jusque dans les années 90. Pour les auteurs, le segment 1995-2009 n’est plus corrélé à l’AO et la forte élévation du niveau marin (4mm an-1 pour cette partie de la courbe) serait largement causée la variation de la salinité par l’augmentation de la température de l’eau des 700 premiers mètres de l’océan Arctique, facteurs auxquels viendrait s’ajouter un excédent de masse provenant de l’abondance des eaux de fonte des glaciers continentaux.

d – DA (Anomalie du Dipôle Arctique) en été

Les records de fonte de la banquise Arctique (2007, 2010, 2012) sont liés semble-t-il à la persistance d’un schéma particulier de champ de pression durant l’été, nommé « Arctic dipole anomaly ». Il se caractérise par des hautes pressions sur la mer de Beaufort, faisant une dorsale jusqu’au Svalbard (rouge orange dans la figure 48e) et des basses pressions sur la mer de Kara, en violet dans la figure. Il en résulte le long de la Sibérie un vent de sud  qui repousse la banquise vers le Groënland et qui se charge en humidité, favorisant le rayonnement de downwelling des ondes longues, source d’une fonte très importante da la calotte glaciaire.

Fig. 48 e: L’anomalie du dipôle Arctique en été

http://www.ifremer.fr/lpo/cours/nao/nao3.html

Dorsale HP Beauforf (rouge) Svarlbard et

BP en mer de Kara (violet)

Il en résulte aussi côté Groënland un fort vent de nord qui entraîne la banquise et la laisse s’écouler vers l’atlantique par le détroit de Fram, conduisant à une forte diminution de sa surface au paroxysme du phénomène, en août-septembre.

En 2012, M.L. Kapsch et al. ont montré que le phénomène est déclenché dès le printemps par une intensification de la nébulosité et de la teneur en vapeur d’eau, qui jouent un rôle clef dans le renforcement du rayonnement de grande longueur d’onde (IR) dans la basse atmosphère. Pour les auteurs, l’impact des autres GES ne peut que jouer dans le même sens, et la diminution de l’albédo avec la fonte anormale de la glace conduit à un feedback positif responsable de l’exagération de ce phénomène estival. Ne retrouve-t-on pas là des éléments conformes au schéma de G. W. K. Moore, I. A. Renfrew & R. S. Pickart décrit au § précédent, et pour qui le degré d’exportation des glaces en été est dépendant de l’état de la NAO durant l’hiver qui précède ?

Enfin, H.R. Langehaug et al. ont observé en 2012 que l’historique à long terme confirme que plus l’exportation de la banquise à travers le détroit de Fram est intense, plus la glace de la banquise est fine. Il y a donc bien une fusion particulièrement intense de la banquise dans ces conditions.

L’augmentation du CO2 et des GES en général joue un rôle considéré comme majeur dans l’amplification de l’effet de serre aux basses altitudes d’année en année, faisant du recul de la banquise le meilleur proxi de l’augmentation du CO2. Gardons néanmoins en tête le rôle peut-être clef de l’AO…

e - AMO (Atlantic Multidecadal Oscillation)

L'AMO (ne pas confondre avec la MOC, § 5.D.3.a) est une oscillation des températures de surface de l'océan qui fut observée pour la première fois en 2000. En 2001, D.B. Enfield, A.M. Mestas-Nuñez et P.J. Trimble montrent que l'AMO est en relation avec les pluies et les débits des fleuves US. L'index AMO est défini comme l'anomalie de température résiduelle après soustraction (de la valeur brute annuelle) de la moyenne glissante de la variation (trend) sur 10 ans. Les températures utilisées sont celles de l'Atlantique-Nord, entre les latitudes 0 et 70.

En 2008 G.P. Compo  et P.D. Sardeshmukh — du Climate Diagnostics Centers, University of Colorado, et de la Physical Sciences Division, Earth System Research Laboratory, NOAA — ont publié dans Climate Dynamics une nouvelle étude selon laquelle le réchauffement global est une réponse au réchauffement des océans, bien plus qu'une réponse directe à l'accroissement des GES. La courbe oscillante de l'AMO, dont la période de 60-70ans environ,  gouvernerait l'ensemble des variations climatiques dans cette région. Elle coïncide avec les périodes de réchauffement et de refroidissement observées (Fig. 17 et 49a). En effet, dès 2001, D.B. Enfield, A.M. Mestas-Nuñez et P.J. Trimble ont montré que la variation de température de l’océan Nord Atlantique (de l’ordre de 0.4°C) et  l'AMO sontt en relation avec les pluies et les débits des fleuves US. La différence de débit du Mississipi entre phases chaudes et froides est de 10% et la variation de débit des rivières alimentant le Lac Okeechobee atteint 40%. La corrélation entre pluviosité en Amérique du Nord et AMO est telle que celle-ci peut être utilisé comme proxi des variations de l’AMO (Fig. 49a et b).

Elle est très comparable à celle des pluies en Floride (Fig.49b) et à celle de l'Energie dissipée par les Cyclones en Atlantique-Nord (ACE Fig. 49c). Pour les auteurs, plusieurs études récentes suggèrent que la représentation des températures de  surface de l'océan dans les modèles couplés océan-atmosphère utilisés pour les rapports du GIEC présentent des erreurs substantielles sur les échelles interannuelles et pluridécennales.

reconstructed AMO

http://www.wcrp-climate.org/decadal/rsmas_decadal/talks/Day2/Enfield_rsmas.pdf

 

Fig. 49a : Evolution temporelle de l'index AMO Atlantic multidecadal oscillation (AMO) 1856-2013.

 

Fig. 49b :  comparaison de l'AMO avec la pluviométrie de la Floride depuis 1900

La courbe de l'AMO oscillant avec la température de surface de l’océan, elle est fort logiquement très comparable à celle de l'Energie dissipée par les Cyclones en Atlantique-Nord (ACE Fig. 49c). En outre, le mécanisme de cette oscillation implique très certainement la Circulation Océanique Méridionale (MOC = gyre atlantique Nord). 

Fig. 49c :  comparaison de l'AMO avec l'énergie dissipée par les cyclones  en Atlantique, depuis 1860

En 2013, N. Scafetta conduit une approche graphique des variations de l’accélération de la remontée du niveau de la mer, tantôt positive et tantôt négative — confirmant ainsi les travaux de Becke qui montraient une montée entrecoupée de courtes périodes de baisse du niveau (voir § Chp5.B.1.c.4) — et il observe une coïncidence de ces variations avec la période de quasi 60 ans de l’AMO et de la PDO. Pour l’auteur, il s’agit non d’une coïncidence mais d’une influence des cycles climatiques déjà observés par ailleurs. 

Quelles relations entretiennent les variations pluri décennales Pacifique et Atlantique ? Sont-elles en interaction, malgré une périodicité en apparence différente (Fig. 49d, page précédente), de 30 à 40 ans pour la PDO contre 65 à 80 pour l’AMO ?

http://la.climatologie.free.fr/amo/amo.htm

Fig. 49d : comparaison de l'AMO avec la PDO depuis 1860

Pour Enfield, Mestas-Muñez Trimble, l’AMO est aussi perceptible sur le Nord Pacifique mais à un degré bien inférieur, mais le article n’évoque pas de correspondance avec la PDO. Compte tenu des relations entre AMO ou PDO et le fonctionnement de l’océan, il est bien sûr tentant de voir dans la combinaison de ces deux cycles un moteur des variations de température enregistrées durant le XX° siècle. Dès 2009 G.P. Compo  et P.D. Sardeshmukh — du Climate Diagnostics Centers, University of Colorado, et de la Physical Sciences Division, Earth System Research Laboratory, NOAA — ont publié dans Climate Dynamics une étude selon laquelle le réchauffement global est une réponse au réchauffement des océans, bien plus qu'une réponse directe à l'accroissement des GES. 

En résumé, l’AMO est une oscillation naturelle du climat qui dure depuis des siècles et implique des fluctuations dans le fonctionnement de l’Atlantique Nord. Son impact climatique est fort, sans pour autant que l’on puisse établir une relation univoque avec les variations de température du XX° siècle. Par contre, la remarquable corrélation entre AMO et énergie dissipée par les cyclones conduit à regarder avec un œil critique les affirmations reprises en boucle d’un danger croissant dans ce domaine.

f – AMO-NAO versus volcanisme, vers une autre controverse ?

Le climat de la région Arctique et du  Nord de l’Europe apparaît ainsi à certains largement conditionné par la NAO, qu’ils considèrent comme l’oscillation majeure de l’atmosphère de l’Atlantique-Nord sous les latitudes moyennes. L’index NAO y constitue semble-t-il un bon indicateur du mode de circulation dans l’atmosphère et en corollaire de la météorologie hivernale que l’on peut résumer ainsi : Europe et Est des USA doux et humide alors que le Canada et le Groënland subissent un froid sec en NAO+, et l’inverse et NAO-.  V. Trouet et al. (2009) qui avaient tenté de reconstruire la variation de l’index NAO sur le premier millénaire BP, en comparant deux proxi du climat, l’un basé sur les anneaux de croissance des arbres du Maroc de J. Esper et al. 2007, l’autre sur l’étude de stalagmites d’Ecosse (spéléothèmes) dont les rapports 18O/16O fournissent un proxi des températures. Pour les auteurs, la variation du NAO index apparaît concomitante de l’optimum médiéval. En 2012 encore, J. Olsen, N.J. Anderson et F. Knudsen ont comparé et prolongé ce travail au proxi obtenu par l’étude des derniers 5200 ans de sédiments d’un lac du SW du Groënland. Pour ces auteurs, la fin de l’épisode chaud de l’Holocène (vers 4500 BP) aussi bien que le début du petit âge glaciaire (650 BP), correspond à une période où la NAO bascule d’un état généralement positif durant la période chaude à un état variable, voire largement négatif par intermittence. Ainsi, ils suggèrent que l’état dominant de l’index NAO constitue un proxi satisfaisant du climat dans l’hémisphère nord. Il convient toutefois de ne pas en faire une règle, car les auteurs eux-mêmes remarquent que le démarrage de l’épisode chaud de l’optimum médiéval, qui va précéder le petit âge glaciaire, n’est pas marqué par une bascule nette d’une dominante négative vers une dominante positive.

Pour C. F. Schleussner et G. Feulner (2012), le passage de l’optimum médiéval au petit âge glaciaire trouve une autre origine, que les auteurs rapportent à une succession de brefs évènements volcaniques qui auraient pu déclencher une cascade de boucles rétroactives augmentant singulièrement la surface de la banquise Arctique.

Les simulations d’une telle augmentation de la surface englacée de l’océan à l’échelle de la décennie ont pour effet de modéliser une rotation plus rapide de la gyre subpolaire (SPG) et au contraire un affaiblissement de l’AMOC (Atlantic Meridional Overturning Circulation, voir § Chp5.D.3.a).

Dès lors, un tel affaiblissement pourrait provoquer éventuellement un refroidissement global de la boucle en plus de la diminution de l’apport chaud du Gulf-Stream dans l’arctique.  Pour les auteurs, la dynamique de la gyre subpolaire gouverne le climat Nord-Atlantique.

Enfin, encore en 2012, J. Fohlmeister et al. discutent l’impact de la NAO durant les 10800 ans de l’holocène à travers l’étude de 4 spéléothèmes d’un karst en Allemagne, à travers 3 ratios : Ca/Mg, 18O/16O, 13C/12C. Pour les auteurs, Les 2 évènements froids majeurs, à 8200 ans et le petit âge glaciaire sont bien enregistrés, et attribués à des causes différentes : le petit âge glaciaire aurait été causé par une phase prononcée de NAO- (négative) alors que l’évènement pourrait trouver son origine dans le ralentissement de la circulation thermohaline.

5 - Le modèle du Tapis Roulant

Nous avons remarqué que l’ensemble des trois océans montre une grande similitude dans la distribution des masses d’eau sous les hautes latitudes sud, mais que cette ressemblance s’estompe vers le nord, particulièrement pour l’Atlantique, en particulier à cause des eaux provenant de la Méditerranée.

Mer quasi fermée aujourd’hui, et qui le fut quelques temps au Messinien (durant 6 Ma environ), la Méditerranée est soumise à une forte évaporation ; son bilan de masse déficitaire est équilibré par des échanges avec l’atlantique, à travers le détroit de Gibraltar, qui est parcouru en surface par un courant rentrant, de salinité plus faible que les eaux méditerranéennes. Cette eau de surface s’alourdit avec l’évaporation, et vient finalement alimenter les eaux profondes du bassin. L’excédent d’eaux profondes, sur-salées et denses, déborde du bassin méditerranéen dans l’atlantique par un courant de fond important, qui marque nettement les eaux de l’Atlantique profond, et les eaux de surface par mélange à un moindre degré (en rose dans la coupe NS de l’Atlantique, Fig. 38b, latitude 30°N profondeur maxi 2500 à 3000m ces eaux arrivent perpendiculairement à la figure). Les volumes d’eau des grands fleuves qui se déversent en Méditerranée sont tellement insuffisants à combler le déficit de masse lié à l’évaporation que, lorsque Gibraltar se ferma au Messinien, le niveau de la mer est descendu de quelques 2000m sous le niveau actuel. En attestent par exemple l’incision d’un canyon du Rhône, comblé depuis mais connu par sismique et sondages jusqu’à Valence, ou celui du Nil, connu jusqu’à Assouan. La Méditerranée presque asséchée, sursaturée, s’est transformée en d’énormes dépôts de sel, reconnus eux aussi par sondage et affleurant maintenant au plancher de la méditerranée. Cet épisode n’a semble-t-il duré que quelques dizaines de milliers d’années et nous n’étions pas là quand l’Atlantique se mit à cascader furieusement pour remplir « notre mer ».

En Atlantique-Nord, c’est la branche nord du Gulf-Stream (courant Nord-Atlantique in Fig. 50a) qui marque les eaux. Une part essentielle de ce courant, qui s’est déjà partiellement refroidi, vient buter sur les fonds élevés du seuil Islandais (en grisé sur la figure 50b) entre Islande et Iles Britanniques. L’Islande est située sur la ride médio-océanique et elle est en même temps un point chaud, ce qui conduit à une production importante de laves créant le seuil plateau en question (<2000m[4] ). La partie du Gulf Stream qui ne franchit par le seuil (détroit du Danemark dans la figure 50c) s’écoule au fond de l’Atlantique. Le reste du courant Nord-Atlantique pénètre dans l’Arctique par la Mer de Norvège, en longeant l’Ecosse et la Norvège (Fig. 50b), avec une température et une salinité anormalement élevées pour ces latitudes. Ses eaux se mêlent ensuite à celles de l’Arctique, et elles cèdent leur chaleur à l’atmosphère et à la banquise en hiver. Toutes les conditions sont alors réunies pour que ces eaux plongent dans les bassins profonds de l’Arctique.

https://upload.wikimedia.org/wikipedia/en/c/c5/North_Atlantic_Circulation.gif

Fig. 50a: Circulation océanique Nord Atlantique

L’exutoire de ces eaux froides et denses est constitué par deux courants franchissant le seuil de l’Islande entre Islande et Groenland principalement  (Fig. 50b), mais aussi le long de la côte Est-Islandaise.

 

Fig. 50b: Circulation océanique Arctique ;

fonds <2000 m en gris bleu

limites schématiques plancher océanique continent

 La figure 50c illustre comment elles plongent alors vers le fond de l’Atlantique central, avec la partie du courant de surface qui, venant du Sud mais ne franchissant pas le seuil de Norvège, se refroidit assez (jaune pâle dans la figure 50a) pour plonger au-dessus des eaux glaciales profondes venant de l’Arctique.

Fig. 50c: Plongement des eaux froide le long de l’Islande

 

Elles s’écoulent ensuite au fond de l’Atlantique (NADW, North Atlantic Deep Water in Fig. 51a) avec celles de la première branche refoulée par le seuil ; elles vont parcourir le fond de l’Atlantique et atteindre ainsi les hautes latitudes sud. L’ensemble de cette boucle plongeante, qui recycle les eaux de surface vers les profondeurs océaniques est unique.

Fig. 51a : répartition des masses d’eau dans l’Atlantique, coupe NS

 

Les études paléoclimatiques ont montré que la latitude de la boucle plongeante Nord-Atlantique a joué un rôle clef dans le climat européen (actuellement chaud pour la latitude considérée). On sait aujourd’hui qu’elle n’est pas fixe, elle peut descendre jusqu’au 30° parallèle et le climat européen devient alors beaucoup plus froid. La question posée actuellement est de savoir si le Gulf Stream et la Meridional Overturning Circulation (MOC, recirculation dans la Fig. 51b) sont en train de s’arrêter, elle est encore largement débattue[5].

Fig. 51b : schéma simplifié de la MOC Meridional Overturning Circulation

http://www.bodc.ac.uk/about/news_and_events/rapid_watch.html

L’océan Antarctique est parcouru indéfiniment par un courant circum-Antarctique qui isole le continent polaire et ses eaux périphériques froides du reste de l’océan mondial (Fig. 51a, AABW).

La topographie du fond des océans fait le reste. L’étroit passage de Drake impose au courant d’eaux froides et profondes sortant de l’Atlantique de se diriger vers l’océan Indien et le Pacifique. L’ouverture de ce passage est récente. Dans le cadre du programme Relief (de l'Institut National des Sciences de l'Univers), Y. Lagabrielle et al. 2009 ont montré (Fig. 52a) que l’histoire chaotique de l’ouverture du passage de Drake coïncide remarquablement avec l’histoire climatique du Tertiaire (Fig. 52b) que nous avons évoqué au début de ce chapitre (§ B.1.c, Fig. 9). Elle se situe entre 43 Ma. et 10 Ma., date de la fin de la séparation de l’Antarctique et de l’Amérique du Sud. Préalablement, alors que l’Antarctique dérivait déjà vers le pôle Sud, l’Australie (Tasmanie) et l’Antarctique s’étaient séparés, commençant à créer les conditions d’une circulation circum-Antarctique (Antarctic Circum Current ACC (Fig.. 41).

Fig. 52a : Ouverture du passage de Drake entre 43 et 10 Ma

 

Fig. 52b : Ouverture de passage de Drake entre 43 et 10 Ma et modifications du climat.

Noter la coïncidence de l’ouverture à 32 Ma avec les modifications du proxi de température d18O

 

Il apparaît donc clairement maintenant comment la Terre est passée d’un régime chaud, pendant lequel les eaux profondes étaient chaudes, (sans doute plus de 10°C, 14-15°C ?) au régime actuel où leur température est de 2°C. Reprenant Y. Lagabrielle, nous pouvons affirmer que « ce courant est donc un acteur majeur du système climatique actuel car il isole thermiquement l'Antarctique et empêche les eaux chaudes de surface en provenance de l'Equateur de venir lécher les côtes de ce continent ». A la suite de  DeConto & Pollard (2002) et de Pagani, M. et al. (2011) Golner, Herold et Huber inversent eux aussi le propos en 2014. Leur modèle couplé océan-atmosphère conclut à un développement de la calotte glaciaire Antarctique induit par un abaissement de la concentration en CO2 atmosphérique. Pour les auteurs, la mise en place de la circulation océanique profonde actuelle résulte de cet englacement. La controverse justifie que nous développions quelque peu la circulation de l’Atlantique sud et de l’océan Antarctique.

Revenons à l’ouverture du passage du Drake. Dès lors que cette circulation superficielle d’ouest en est se met en place, elle subit la force de Coriolis (en rotation vers la gauche dans cet hémisphère) et il en résulte un courant d’Ekman important dirigé vers le nord. Ce courant de surface, froid, plonge un peu vers 45° de la latitude sud, sous les eaux de surface atlantiques, constituant la couche appelée intermédiaire Antarctique-Atlantique (Antarctic-Atlantic Intermediate Water, AAIW).

La figure 53 montre l’impact de ce courant d’Ekman sur les eaux profondes (vue vers l’ouest), et complète la coupe nord-sud de la figure 51a. Initié par les 50iemes rugissants, et chassant l’eau de surface vers le nord, vents et courant ACC (en jaune dans la figure) provoquent un upwelling côtier le long de l’Antarctique, qui tire ainsi vers la surface une partie des eaux profondes et semi profondes issues de l’Atlantique-Sud (Upper and Lower Circumpolar Deep Water, UCDW bleu-vert pâle dans la figure et LCDW, bleu intense dans la figure ; attention la partie brun-noir dessine de fond de l’océan, moins profond et remontant au Nord dans le passage de Drake). En remontant à la surface, les eaux les plus sud de l’Upwelling entrent en contact avec la banquise Antarctique ou avec l’atmosphère polaire glaciale. Elles subissent alors une augmentation de densité et replongent, créant ainsi en surface la divergence Antarctique (flèche sud des eaux qui vont replonger, opposée à la flèche nord des eaux chassées). En replongeant, les eaux sud de la divergence nourrissent en profondeur les eaux périantarctiques (Antarctic-Atlantic Bottom Water, AABW, bleu très foncé sur la figure).

 

Fig. 53 : Divergence Antarctique ;

représentation schématique de la partie Antarctique – Atlantique-Sud de la circulation généralisée de l’océan

http://dimes.ucsd.edu/images/moc_scheme.jpg

Celles-ci viennent s’étaler en profondeur dans l’Atlantique sous les couches UDCW et LDCW lorsqu’aucun seuil topographique suffisant ne les bloque. En aspirant les eaux profondes provenant de l'Atlantique nord, le courant Circum-Antarctique joue un rôle important d’activateur de la circulation thermohaline.

Ainsi, le courant profond et froid qui s’écoule dans la plaine abyssale atlantique ouest depuis l’Islande (bassin et plaine de Caera dans la figure 50c) longe le talus continental Nord-américain, puis -Sud (Fig. 54, page suivante, ruban bleu) ; c’est cette langue d’eau que l’on appelle North Atlantic Down Water (NADW Fig.51a). Lorsqu’elle rejoint en Atlantique-Sud les eaux des Upper et Lower Circumpolar Deep Water (UCDW et LCDW, Fig. 53), elle vire vers l’est puis passe le Cap de Bonne Espérance. Ensuite, l’ensemble se disperse dans l’Océan Indien et le Pacifique.

Dans la figure 54, le ruban rouge figure le courant de retour, via la surface, depuis le Pacifique et en s’adjoignant les eaux de surface en provenance de l’océan Indien. En virant le Sud de l’Afrique, le courant de retour est alors quasi-parallèle et de sens contraire au courant Circum-Antarctique (AAC). Dans cette région de l’Atlantique sud, les eaux chaudes de retour de l’Indien vont se mêler avec celles de la gyre Sud-Atlantique, aux eaux déjà largement refroidies (Fig.39b). Ce mix d’eaux refroidies de la gyre Atlantique-Sud, d’eaux froides du courant circum-Antarctique et d’eaux chaudes venant de l’Indien est donc renvoyé vers l’équateur par la gyre Sud-Atlantique, qui subit une rotation vers la gauche. Donc, leur direction sud-nord suivie le long de l’Afrique devient ouest-est avec les basses latitudes. Ces eaux transitent alors pour partie, après une traversée océanique est-ouest, vers le nord avec le Gulf-Stream et le courant Nord-Atlantique.

Les eaux de l’océan parcourent ainsi une sorte de tapis roulant (Fig. 54), le Great Ocean Convoyer Belt de Wallace Broeker (#1990), largement responsable de la régulation du climat planétaire et de la chimie des eaux océaniques.

Fig. 54 : Le convoyeur à bande

http://forces.si.edu/arctic/04_00_16.html

6 – Eustatisme = Variations du niveau marin

Nous avons vu au paragraphe §B1c sur le changement climatique que le trait de la côte est en perpétuel déplacement, en raison de changements à courte période (marées), mais aussi et surtout sous l’effet de variations climatiques. Le terme d'eustatisme fut donné par E. Suess en 1890 aux variations générales du niveau moyen des mers de même amplitude dans toutes les régions du globe. Nous venons de voir comment la dérive des continents introduit des changements essentiels dans la circulation océanique et donc comment l’activité interne de la planète peut intervenir dans les changements majeurs du climat de la Terre. Les variations du niveau marin, dont nous avons évoqué avec le changement climatique les variations infinitésimales à l’échelle de temps de la vie humaine ou de nos sociétés, ont en fait une quintuple origine si l’on change d’échelle :

1-       A très long terme, la cause première des changements de niveau marin est la distribution des masses continentales. Comme le souligne K. Lambeck (2001), « L'une des conséquences des événements tectoniques mondiaux est que les bassins océaniques sont continuellement remodelés au fur et à mesure que les crêtes océaniques se forment ou que le fond de l'océan entre en collision avec les continents. Les changements associés au niveau de la mer sont globaux, mais leur échelle de temps est longue, de l'ordre de 107 à 108 ans, et les taux sont petits, inférieurs à 0,01 mm par an. » La vitesse de déplacement des plaques océaniques  intervient à son tour. Le premier à avoir observé le phénomène fut C. Darwin, qui déduisit de la croissance des coraux autour des îles du Pacifique que le bassin central de l'océan devait s’enfoncer lentement, permettant ainsi aux ceintures de corail de grandir sur les anciens volcans submergés qui donnaient les atolls. Ce phénomène d’enfoncement du plancher océanique au droit des points chauds est régional et les variations du niveau marin qui l’accompagnent le sont aussi. Par contre, contrairement aux points chauds, les rides océaniques sont immenses et nous avons vu au Chp. 4 qu’elles sont en équilibre hydrostatique sur le manteau terrestre ; nous avons vu aussi qu’elles sont d’autant moins denses (et donc plus larges et peu profondes) que la vitesse des plaques est importante, traduisant une intense production de magma et de chaleur. Ainsi le fond des bassins respire au rythme de l’activité des rides à l’échelle mondiale, poussant l’eau sur les plateformes continentales ou abaissant son niveau de plusieurs dizaines de mètres. De telles variations sont observables à l’échelle de la planète, et sont utilisées par la stratigraphie séquentielle. Il en va différemment des régions de subduction, où la séismicité très active induit de nombreux déplacements verticaux saccadés de la croûte. Des changements d’altitude peuvent atteindre quelques mètres d'amplitude lors d’un séisme, mais ne dépassent que rarement la centaine de km de long et sont suivies de longues périodes d'inactivité. Dans le cycle des Pangée(s) successives et de leur morcellement, qui écartèle « aux quatre coins » du globe les continents avant de les assembler à nouveau sur un rythme de 400 ? 500 ? millions d’années, la position relative des continents commande l’activité biologique continentale et marine, ainsi que la morphologie des bassins ; leur latitude et l’échange de chaleur entre l’équateur et les pôles imposent le trajet des courants, le climat résultant gère des variations du niveau marin de plus de 100m.

2-        A l’échelle de temps des changements climatiques, quelques milliers d’années à quelques dizaines de milliers, le bilan de masse des glaciers continentaux gère le niveau marin. Il est le résultat de la compétition entre précipitations neigeuses et fonte ou sublimation ; Un bilan global négatif conduit certes à un excédent d’eau, mais qui allège la bordure continentale soulagée de sa glace, et à l’inverse un bilan positif stocke de l’eau solide (cryosphère) sur des continents alourdis, voir -4. La variation brutale du bilan de masse des glaciers continentaux est à l’origine des variations brutales de forte amplitude (plus de 100m) du niveau marin comme celles que l’on a enregistré sur les côtes d’Europe ou d’Amérique du Nord lors des dernières glaciations ou déglaciations, et qui transformèrent par exemple la Manche en une large vallée couverte par la toundra durant les périodes glaciaires du dernier million d’années. La dernière déglaciation a démarré il y a 19 000 ans, et malgré une courte période froide intermédiaire (Dryas) le climat actuel est presque aussi chaud que durant les maxima interglaciaires. Nous sommes donc en présence de phénomènes rapides et discontinus (cf. § B.1.c).

3-       Les  mouvements verticaux d’ajustement isostatique des continents, conséquence du bilan de masse des glaciers continentaux, provoquent des rebonds postglaciaires qui se font sentir avec retard sur une échelle de temps de 10 000 à 20 000 ans. Leur influence est « locale».

4-       La variation de température de l’eau de surface (500 premiers mètres) et donc de son poids volumique conduit à un gonflement - dégonflement de l’océan (dilatation thermique des eaux).

La recherche pétrolière a largement encouragé la géologie des plateformes continentales, laquelle nous apporte de nombreux renseignement sur les mouvements  eustatiques anciens. Tout au long de l’histoire de la Terre  la quantité d’eau atmosphérique + hydrosphérique peut être considérée comme constante. Les trois facteurs majeurs gérant le volume et la masse de l'océan ont donc été, i) la température — via le poids volumique de l'eau dépend — ii) la masse de l'eau douce continentale, en particulier celle des inlandsis (et non celle des banquises), iii) la tectonique terrestre qui modifie la vitesse des plaques donc influe sur la profondeur de la plaine abyssale, gère la distribution des continents modifiant ainsi la forme des bassins océaniques, la circulation océanique et finalement le climat (cf. Chp. 5.E.3). La figure 55a établit une comparaison entre deux reconstructions du niveau des mers Durant les derniers 500 Ma : la courbe de Hallam et al. 1987 et la courbe de  Vail 1977 (ou courbe Exxon), beaucoup plus précise car basée sur des données sismiques et biostratigraphiques accumulées au cours de l'exploration pétrolière des plateformes continentales, qui ont ouvert la voie de l’interprétation dynamique de la sédimentation en relation avec les variations du niveau marin (stratigraphie séquentielle). Noter que durant l’essentiel de ces 500Ma., le niveau de l’océan a été significativement plus haut que le niveau actuel, fait à mettre en relation avec l’absence de glaciation durant tout le secondaire et le début du tertiaire.

               

Fig. 55a : variation du niveau marin et températures (d18O) durant les 500 derniers Ma. (mêmes échelles de temps)

On observe de nos jour grâce aux mesures satellitaires que la montée globale du niveau marin n’est pas spatialement homogène, comme le soulignent A. Cazenave et C. Cabanes en 2002 ((Fig. 55a, b, c, Extrait de la Lettre n°14 du Programme International Géosphère Biosphère-Programme Mondial de Recherches sur le Climat PIGB).

Fig. 55b : Variation moyenne altimétrique du niveau marin pour la période 1993-1998 ;

Fig. 55 c: Variation du niveau marin, attribuée à la seule dilation thermique pour 1993-1998  ;

Fig. 55 d: idem pour la période 1955-1996 ,

la position des marégraphes est donnée par les triangles blancs

En 2001, en s’appuyant sur des modèles climatiques couplant océan et atmosphère, le GIEC estimait que la montée moyenne du niveau marin était de 0,7 mm par an pour le XXe siècle, dont 0.5 mm provoqués par le seul gonflement océanique, les 0.2 mm restant résultant de la fonte des glaciers. Cazenave, Cabanes et Le Prevost ont mis en évidence une élévation du niveau moyen des océans de 2.5± 0.2 mm/an (Fig. 55a). Les auteurs ont estimé ensuite la contribution de l'expansion thermique en comparant les données altimétriques précédentes aux mesures directes de la température (compilées jusqu’en 1998 par la NOAA) des 500 premiers mètres d’eau. Pour la période de recouvrement (1993-1998, Fig. 55b) des deux séries d’observations sont parfaitement corrélées.

Rappelons que seuls les glaciers de montagnes contribuent à ces 0.2 mm ; l’Antarctique (stable ou en expansion, § B1c4) et le Groenland (en régression mais beaucoup plus petit)  ne contribuent que de façon négligeable à l’élévation du niveau de la mer à l’heure actuelle. Rappelons aussi que le travail du GIEC reposait principalement sur des données de marégraphes majoritairement installés dans l’hémisphère nord, à proximité des côtes européennes et nord-américaines ; leur répartition n’était donc pas idéale (fig. 55c triangles blancs).

Mais les choses ont changé d’une part avec la mise en orbite des satellites comme Topex-Poséidon dont les données ont été acquises en continu entre 1993 et 2001 et d’autre part avec la mise en place en 2000 du réseau de sondes dérivantes du réseau ARGO, complémentaire du satellite altimétrique Jason. Ces sondes (au nombre de 3255 au 11 avril 2010, http://www.argo.ucsd.edu/index.html) plongent régulièrement et enregistrent les courbes de température et salinité de la colonne d’eau sur environ 2000 mètres. Il est à noter tout d’abord que les balises montrent que la température moyenne des océans n'a plus augmenté plus depuis environ 2003, ce que confirme l’évaluation de l’anomalie du contenu thermique de la tranche supérieure (0-700m, Fig. 56 ; chaleur est mesurée en joules = ,  rapportée à la moyenne de 1971 à 2000, prise en, référence,  unité 1022 J) .

Fig. 56 : Variation de l’anomalie du contenu thermique des océans, 1021 joules, de 1993 à 2013.

www.epa.gov/climatechange/indicators

3 modes de calcul sont présentés en figure 56 : par i) la NOAA, ii) le Commonwealth Scientific de l'Australie et l'Organisation de Recherche Industrielle (CSIRO), iii) l'Institut de recherche météorologique du Japon (IRM / JMA). On notera que le palier de l’anomalie de température globale observé depuis 1998 ne se répercute pas dans la chaleur emmagasinée par l’océan.

En outre, l’élévation du niveau marin apparaît depuis 2007 comme un phénomène plus complexe qu’une simple réponse à l’augmentation de la température. Pour S. J. Holgate du Proudman Oceanographic Laboratory à Liverpool, la moyenne d’élévation obtenue pour le XX° siècle à partir mesures des marégraphes considérés comme les plus fiables (anciens, situés loin de zones tectoniques mobiles dans des régions non susceptibles de rebond postglaciaire ; Fig. 55c ronds noirs) est de 17.4 mm (donc dans la fourchette haute des autres estimations moyenne) mais le taux de variation n’apparaît pas linéaire. Pour S. J. Holgate, il est cyclique (Fig. 57a), avec les taux d’élévation maximum en 1939 et en 1980, déniant ainsi d’une part l’idée d’un accroissement progressif du taux d’élévation de l’océan dans la fin du XX° et d’autre part celle d’une relation simple entre élévation du niveau marin et teneur atmosphérique en CO2.

Fig. 57a : Evolution du taux annuel d’élévation du niveau marin depuis 1905,

 sur 9 stations fiables et 177 stations depuis 1955 environ

Nous avons vu que l’avènement de l’altimétrie satellitaire haute résolution permet de s’affranchir de la mauvaise distribution des marégraphes. Wunch et al (2008)  représente les variations régionales autour de la moyenne mondiale d’élévation du niveau marin (Fig. 57b). Celle-ci est évaluée à 2.8±0.4 mm an-1 à partir des relevés de Topex/Poséidon pour la période 1993-2001 (A. Cazenave et S.R. Nerem, 2004).  Pour nombre d’auteurs, une telle valeur signifie clairement que le processus d’élévation de température, de dilation thermique et de fonte généralisée des glaciers et des inlandsis est en pleine accélération, la catastrophe climatique annoncée est d’ores et déjà amorcée… Mais dans un papier récent, Wunch et al (2008) considèrent que l’essentiel des variations autour de la moyenne globale dans la figure 56 est lié aux variations régionales de masse, salinité et température (paramètres liés), et que cela montre qu’un lien étroit existe entre changement du niveau marin et circulation thermohaline générale...

image058

Fig. 57b : Variation du niveau marin autour de la moyenne de la période 1993-2012. Wunch et al (2008 et CSIRO 2013)

http://www.cmar.csiro.au/sealevel/sl_hist_last_15.html

   

Et la discussion n’est pas close… A Cazenave et al. ont montré en 2009 que si l’affaire paraissait entendue pour l’heure pour la période ante-2003 déjà évoquée plus haut — le niveau moyen mesuré de façon très précise entre 1993 et 2003 par les satellites franco-américains Topex/Poséidon et son successeur Jason-1 était monté à un rythme relativement constant de 3 mm/an dont plus de la moitié était due à la dilatation des eaux océaniques qui se réchauffent (contribution stérique), alors que 1,2 mm/an provenait des pertes de masse des calottes polaires et des glaciers de montagne — on constate toujours depuis 2003 une hausse assez rapide (2,5 mm/an) du niveau marin, mais le réchauffement de l'océan semble faire une pause, sa contribution à la hausse du niveau des mers n'étant que de 0,4 mm/an. Les auteurs s’appuient sur un calcul de la dilatation conduit par 2 méthodes indépendantes, i) à partir du réseau de bouées Argo qui transmettent des profils de 900 m de profondeur de la température et de la salinité pour l'ensemble de l'océan mondial, ii) par mesures de la différence entre la montée du niveau des mers observée par les altimètres de Topex/Poséidon et Jason-1 et l'augmentation du stock d'eau dans les océans vue par GRACE. Les auteurs en concluent donc que l'accroissement de la masse d'eau de l'océan est majoritairement responsable de la hausse du niveau marin depuis 2003.

 

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[1] Observez à cet égard le contrôle exercé par le talus continental Nord-américain sur le mélange avec les eaux froides sur la figure 25.

[2] Responsable du cycle de la mousson dans l’océan Indien, la ITCZ est normalement installée au nord de l’équateur dans l’océan Pacifique Est pendant l’été.

[3] la pente de la thermocline de la Figure 27 s’inverse et plonge vers l’Est.

[4] ; dans la figure, les fonds grisés sont pour une large partie les marges continentales d’Eurasie et d’Amérique-Groënland. Dans le seil Islandais, l’essentiel des haut-fonds sont d’origine volcanique océanique

[5] Le schéma est largement médiatisé par notre crainte évoquée plus avant (§ E.3.a) de voir le Gulf Stream s’arrêter en raison du réchauffement climatique. Cette question est largement reprise par la presse car, deux articles de H. Bryden, H. Longworth et Stuart A. Cunningham d’abord puis Cunningham et al. ensuite, concluaient que la dérive méridionale atlantique (Meridional Overturning Circulation, MOC) s'est ralentie de 30% entre 1957 et 2004. L’accent a été mis en 2007 par les mêmes auteurs sur la grande variabilité annuelle et de cette gyre — moyenne annuelle 18.7 ± 5.6 sverdrups (1 Sv = 10m3s-1) avec un débit variant avec les saisons entre 4.0 et 34.9 Sv — estimant que « fondamentalement, il faut encore 10 ans de mesures ininterrompues pour s’assurer que les variations saisonnières sont bien connues et mettre en évidence les variations interannuelles » de cette gyre. On voit donc clairement que toute annonce dans ce domaine est encore largement prématurée.

Le terme de Meridional Overturning Circulation, MOC est utilisé soit pour parler de la circulation océanique dans cette région de l’océan mondial, soit en lieu et place de l’ensemble de la circulation mondiale. Plus souvent on utilise le terme de « Circulation ThermoHaline » (THC) ou encore « tapis roulant » ou « Ocean Conveyor Belt » § E3f